第三章 地震工程地质研究
本章概述
介绍地震的基本知识，地震效应，场地条件对震害的影响，建筑抗震原则及措施。
重难点
注意对震级、烈度等基本概念的区分和掌握，对静力分析法和动力分析法的基本原理的理解，场地条件对震害的影响
第一节 概 述
在地壳表层，因弹性波传播所引起的振动作用或现象，称为地震(earthquake)。地震按其发生的原因，可分为构造地震、火山地震和陷落地震。此外，还有因水库蓄水、深井注水和核爆炸等导致的诱发地震。南地壳运动引起的构造地震，是地球上规模最大、数量最多、危害最严重的一类地震。世界上90％以上的地震均属此类。它一般分布在活动构造带中，当地壳运动所积累的应变能一旦超过了地壳岩体的强度极限时，岩体就会发生破裂，应变能突然释放而表现为弹性波的形式，使地壳振动而发生地震。本章即是研究这类地震。 在地壳内部振动的发源地叫震源。震源在地面上的垂直投影叫震中。震中到震源的距离叫震源深度。按震源深度，可将地震分为浅源地震(0－70km)、中源地震(70－300km)和深源地震(>300km)。震源深度最大可达700km。统计资料说明，大多数地震发生在地表以下数十公里以内的地壳中。破坏性地震一般均为浅源地震。地面上地震所波及到的范围叫震城，它的边界往往不易确定。震域的大小与地震时所释放出来的能量以及震源的深度有关。释放的能量愈大、震源愈浅，则震域愈大。
据统计，全世界每年发生地震约500万次，其中绝大多数是不为人们所感知的小地震，人们能感知的地震约80000次；而破坏性地震约1000次，其中强烈破坏性的地震有十几次。强烈地震可在顷刻之间使较大地域内酿成严重灾害。地震灾害可分为两类，即一次灾害和次生灾害。前者为地震波导致建筑物的直接破坏和地基、斜坡的振动破坏(地裂、地陷、砂土液化、滑坡、崩塌等)；后者是由上一类灾害所造成的灾害，如火灾、有毒气体扩散、危俭物爆炸、海啸等。
地震灾害是全球性的重大自然灾害。据联合国统计，本世纪以来全世界因地震而死亡的人数达260多万，约占各种自然灾害死亡总人数的58％。地震灾害在城市中表现尤为突出。如1923年日本关东M7.8大地震，东京市民死亡约10万人，失踪4.3万余人，房屋毁坏60万间。1976年我国唐山M7.9大地震，使该市市区夷为废墟，死亡24万余人，是本世纪最惨重的地震灾害。有的强烈地震，其破坏范围可波及到数千公里以外的地方。如1960年5月22日智利海边M8.9大震，造成巨大海啸，海水震荡传播到太平洋各地，5月23日海浪冲至夏威夷希洛湾，掀起10m多高的浪涛，摧毁了岸上各种设施，死伤200余人。5月24日海啸到达日本东海岸，浪高3.4－6.5m，伤亡数百人，沉船109艘。可见，地震是破坏性最大的一种自然地质灾害。
我国地处环太平洋地震带和地中海-喜马拉雅地震带这两大地震带间，是世界上最大的一个大陆地震区，地震活动具有分布广、频度高、强度大、震源浅的特点，因而酿成的灾害尤为严重。据记载，世界上最惨重的震例几乎都发生在我国。我国已有3000多年较可靠的地震记载历史，也是世界上最早发明地震仪的国家。新中国成立后，在50年代即系统整理了丰富的地震史料，编制全国地震区划图，并制定了建筑抗震规定。自1996年邢台地震之后，更重视和加强了地震地质和地震预测、预报的研究，建立了一支专门的科研队伍。丰硕的研究成果，充实了地震学、地震地质学和工程地质学的知识宝库。
地震是工程地质学研究的对象之一，它是区域稳定性分析的极重要因素。工程地质着重于研究地震波对建筑物的破坏作用，不同工程地质条件场地的地震效应、地震区建筑场地的选择，以及防震抗震措施的工程地质论证等，为不同地震区的城市和各类工程的规划、设计提供依据。
一、地震与活断层的关系
地震的发生与活动构造关系密切。全球震中地理分布的实际资料表明，破坏性地震在地球上是有规律地沿一定深度集中分布在特定的部位，总体呈带状展布。可以划分出环太平洋地震带、地中海-喜马拉雅地震带、大洋海岭地震带及大陆裂谷系地震带四大地震活动带(图3－1)。各地震带与全球各板块的交接部位完全一致，说明板块交接部位近期构造运动是最活跃的。环太平洋地震带的地震活动最为强烈，全世界大约80％的浅源地震、90％的中源地震以及几乎所有的深源地震都集中在这个带上。释放的能量约占全球地震释放总能量的80％，其次是地中海-喜马拉雅地震带；它所释放的能量占全球地震总能量的15％。除环太平洋地震带以外，几乎所有的中源地震和大的浅源地震都发生在此带内。
图3－1 世界地震分布简图(据中国科学院地质研究所.1974)
1－环太平洋地震活动带；2－地中海-喜马拉雅地震活；3－大洋海岭地震活动带；4－太阳
裂谷系地震活动带
按板块构造的理论，在坚硬岩石圈之下的上地幔物质处于塑流状态，称为软流圈。由于软流圈在海岭两侧热对流的流动方向相反，使海岭处承受拉力而使其中央峡谷的薄弱洋壳被拉开，地幔物质涌出冷凝成新的洋壳。新生的洋壳薄而脆弱，又不断被拉开，地幔物质也就不断涌出使洋壳不断增生。洋壳就不断地向两侧大陆方向漂移，因而大陆边缘处洋壳、陆壳两板块间发生水平挤压，并使洋壳俯冲到大陆壳之下。由于洋壳在海岭增生，在大陆边缘俯冲而消减这种不断进行着的地壳运动(图3－2)，形成了有规律分布的大地震活动带。包括堪察加半岛、千岛群岛、日本岛弧、琉球群岛和我国台湾岛在内的环西太平洋地震带，就是太平洋板块与欧亚大陆板块之间的接触带。太平洋板块自NEE方向向大陆板块之下俯冲，形成了新层面呈45－50o西倾的巨大活动断裂带。沿此带有规律地分布着一系列浅源、中源及深源地震(图3－3)。
图3－2 洋底扩张增生及洋壳边缘俯冲消减模式图(据Hobbs等，1960)
图3－3 环太平洋地震带震源深度分布的典型剖面图(据B.古登堡)
大陆内部的地震分布也与板块活动有一定的联系。上一章中所论述的我国西部和东部地区活断层的分布，即是欧亚板块与印度板块、太平洋板块相互作用的结果。活断层分布地段地震活动强烈。
二、地震产生的条件
根据对大陆板内地震分布与活断层关系的分析得知，强烈地震的发生，必须具备一定的介质条件、结构条件和构造应力场条件。 1.介质条件 一般认为，硬脆性的介质材料能积聚很大的弹性应变能，而当应变能一旦超过了岩体的极限强度时，就会导致突然的脆性破裂，大量释放应变能而产生强烈地震。而软塑性的介质材料在应力作用下多以塑性形变来调节，应变能逐渐释放，所以不可能产生强震。我国地震地质界认为，华北地区的地震活动明显强于华南地区的一个重要因素，就是华北地区前震旦纪结晶基底以硬脆性的花岗质岩石为主；而华南地区的基底岩石大多为较软弱的浅变质岩系。
大多数破坏性地震发生在地下数十公里的地壳范围内，对这一深度介质性质的研究，目前只能限于采用各种地球物理探测手段所获得的地壳内部各项参数，去综合分析震源附近地壳介质可能具有的力学属性及其与破裂的关系。近年来的初步研究表明，由一定介质性质决定的地壳中的低阻层、低速层、高热流带和其它地球物理异常的区域，可能与地震活动有一定联系。如苏联东部的贝加尔裂谷带在15－20km的深度有一个电阻率仅每米几欧姆的导电层，美国得克萨斯州西部21.3－23.3km深处的电阻率为每米3.5－20Ω，它们均为地震活动带。我国南北地震带北段贺兰山一带的地壳内普遍存在的两个低阻层中的一个位于20－30km深处，呈带状分布，与地震带的延伸方向大致相同。 2.结构条件
国内外的震例表明，只有在活断层的一定部位才能发生地震。地震发生的实际构造部位虽然很复杂，但都是在活断层上地应力高度集中的部位。这些部位是:活断层的端点、拐点、交汇点、分枝点和错列点；它们被称为活动断裂的锁固段或互锁段。锁固段的岩体强度高，两盘互相粘结，应力集中，能积聚很大的应变能。当应力增长到超过锁固段岩体的强度、极限时，即会突然破裂而发生地震。活动断裂的锁固段即成为控制地震发生的震源。光测弹性的破裂模拟实验结果，证实了活动断裂一些特殊部位容易引起应力集中(图3－3)。
图3－3 断裂端点、拐点和交汇点处的应力集中
3.构造应力场条件 地震的孕育和发生，受控于现代构造应力场的特征。由于不同地质历史时期的构造运动之间往往表现出一定的继承性，所以在研究现代构造应力场的发生、发展演化和形成机制时，需要联系早期的构造应力场特征，特别是晚第三纪以来的新构造应力场特征。强震一般都发生在新构造差异活动强烈的地段，因而对新构造应力场的研究就具有特别重要的意义，它有助于判断现代构造应力场的特征。
目前对现代构造应力场的研究，主要限于寻找区域最大、最小主应力的方向，而应力大小、活动速率等定量指标问题则极少涉及。
根据介质断裂特征和构造应力状态的不同，可将地震分为四类:
(1)单一主震型 即均匀介质且无应力高度集中。主震前后均无断裂存在和发生，故无前震和余震，即使有亦很小。
(2)主震-余震型 即均匀介质内主震前未发生断裂，地壳外力逐渐施加，当应力集中到一定程度后突发主震；主震后仍有应力集中，余震系列较多。1976年唐山M7.9地震即属这种类型。
(3)前震-主震-余震型 即不均匀介质内，在主震前发生小破裂即前震，主震后有应力降；由于应力调整，有较多余震出现。大多数地震属此类型。
(4)群震型 即在介质极不均匀而局部应力集中非常显著的情况下，一系列强度不大的中小地震连续出现，没有主震。
图3－4 地震主要类型频率曲线图
a－主震-余震型；b－前震-主震-余震型；前震中有C和D两种类型；C－群发地震型（据
茂木清夫）
上述的后三类地震频率-时问曲线如图3－4所示。前震分C、D两种类型。C型或称连续型，即地震活动性缓慢增加直至主震发生。D型或称不连续型，地震活动性增加比较急剧，但是临主震之前活动性显著降低了。地震工作者可以利用前震来预报主震。1975年辽宁海城M7.3地震就是藉助于大量前震资料预报成功的。而前两类地震就不可能利用前震来预报主震，只能根据其它前兆现象来预报。 三、地震波
地震破坏力来自于震源所发出的地震波。地震波是一种弹性波，它包括体波和面波两种。体波是通过地球本体传播的波；而面波是由体波形成的次生波，即体波经过反射、折射而沿地面传播的波。
体波分为纵波(P波)和横波(S波)两种。纵波是由震源向外传播的压缩波，质点振动与波前进的方阳一致，一疏一密地向前推进，其振幅小、周期短、速度快。横波是由震源向外传播的剪切波，质点振动与波前进的方向垂直，传播时介质体积不变但形状改变，其振幅大、周期长、速度慢，且仅能在固体介质中传播。根据弹性理论，纵波和横波的传撩速度可分别按下列二式计算:
(3－1)
(3－2)
式中：VP，VS分别为纵波速度及横波速度；E、ρ、μ分别为介质的弹性模量、密度及泊松比。
一般情况下，当μ=0.22时， VP =1.67VS。显然，纵波速度大于横波速度。所以仪器记录的地震波谱上，总是纵波先于横波到达。故纵波也叫初波(primary wave)，横波也叫次波(secondary wave)。
面波也可分为瑞利波(R波)和勒夫波(Q波)两种。瑞利波传播时在地面上滚动，质点在波传播方向上和地表面法向组成的平面(xz面)内作椭圆运动，长轴垂直地面，而在Y轴方向上没有振动(图3－5a)。勒夫波传播时在地面上作蛇形运动，质点在地面上垂直于波前进方向(y轴)作水平振动(图3－5b)。面波的振幅最大，波长和周期最长，统称为L波:(long wave)。面波的传播速度较体波慢，一般情况下，瑞利波速VR = 0.914VS。
图3－5 面波质点振动示意图 a－瑞利波；b－勒夫波
综上所述，各种地震波的传播速度以纵波最快，横波次之，面波最慢。所以在地震记录图(即地震波谱)上，最先记录到的是纵波，其次是横波，最后才是面波。图3－6即为典型的地震记录图。纵波到达与横波到达之间的时间差(走时差)，随地震台距震中愈远而愈大，故可用以测定震中距。并可利用多个地震台的波谱资料，进一步确定震中位置和估算震源深度。
一般情况下，当横波和面波到达时，地面振动最为强烈，故对建筑物的破坏性最大。 四、震源机制和震源参数
地震发生的物理过程或震源物理过程，称为震源机制。它可以通过多个地震台的地震记录图来确定。地震发生时震源处的一些特征量或震源物理过程的一些物理量，称为震源参数。震源参数包括震源断层面的走向、倾向和倾角，震源断层两盘错动的方向、幅度，震源断层面的长度、宽度，断层破裂的扩展速度，震源主应力状态，错动时释放的应力等。它可以通过震源机制断层面解、宏观地震测量及微震活动空间分析等途径来求得。震源机制和震源参数的资料对区域地壳稳定性分析至关重要。 1.震源机制
根据近几十年来的研究表明，浅源地震P波初动与震源体初动方向之间的关系较明确而简单，即P波初动具明显的象限分布特点。图3－7所示即为1948年日本福井地震时，通过各地地震仪记录资料所得的P波初动象限分布图。震源断层发动地震时，不同地区P波初动方向呈现压缩和拉伸有观律的分布。这种现象可用震源错动的单力偶和双力偶模式来解释。
有力偶作用的震源断层，当它突然错动时，断层的两盘，在错动前进方向上的介质受到推挤，即产生压缩波，以“+”号表示；而在相反方向上的介质受到拉伸，则产生膨胀波，以“－”号表示。压缩波与膨胀波的分界面叫节面，节面与地面或震源球面的交线就叫节线。一次地震的发生，就有两条互成正交的P波节线，其中一条节线与断层线相符，是为断层面节线；另一条则为辅助面节线。两条节线分成了四个象限，在相对的象限中有相同的P波初动符号，而相邻的象限中P波初动符号相反。这就是单力偶震源机制模式(图3－8a)。而双力偶震源机制模式更能反映出P波初动分布的实际情况，即两节线上均有力偶作用，但错动方向相反，一为左旋另一为右旋。由它们合成的最大、最小主应力(
和
)分别为压应力和
拉应力，作用方向与两节线夹角平分线一致。显然，这两条节线也就是一对共轭剪切面。其中之一为震源断层(图3－8b)。但是究竟二者之中哪一个是地震断层面，单靠震源机制是不能断定的，必须根据震中区地质结构、地表错断方向和等震线的长轴方向等才能判定。
图3－7 1948年日本福井地震的P波初动象限分布
图3－8 震源机制模式
(上图为平面)
a－单力偶模式；b－双力偶模式
以上讨论的是P波在水平面内呈正四象限分布的特例；也即直方向。显然，震源断层为平推断层(图3－9左图)。如果
、
水平方向，而
、
铅
铅直方向，而水平方向
时，震源断层为正断层，P波初动在赤平投影图上中间为拉两侧为推(图3－9中图)。如果铅直，
、
水平方向时，震源断层为逆断层，P波初动在赤平投影图上中间为推两侧为
拉(图3－9右图)。它们都呈有规则的象限分布。但是，通常的情况是主应力与水平及铅直方向都有一定的夹角，即震源断层是斜向错动的，既有水平矢量亦有铅直矢量。此时P波初动呈不规则的象限分布。这种通过赤平投影图表示P波初动的图解，就称为震源机制断层面解。发生一次地震，通过许多台站的P波初动资料就可用电子计算机计算出两个最适宜的节面，再以赤平投影图得如震源机制断层面解。图13－10所示为我国某些地震的震源机制解。
图3－9 中间、最大、最小主应力为垂直方向时的震源机制断层面解
由以上讨论可知，震源机制解能表示出震源断层的类型、断层面走向和地应力场的情况。大区域内大量震源机制解的资料还可用以判定区域构造应力状态。 2.震源参数
震源参数可通过多种途径求解。上述的震源机制断层面解，就是通过地震波的特征求解震源参数的一种途径。下面介绍其它的求解途径。
(1)等震线的几何特征 由宏观烈度调查所得的等震线图来求解震源断层面的走向和倾向是最为可靠的。等震线图上最内一根等震线的长轴方向就是震源断层面的走向。例如1970年1月5日云南通海M7.7地震时，其最内等震线的长轴方向既与地面地震断裂带走向一致，也与由地震波求得的一个断层面解一致(图3－10)。根据等震线的形态还可求解震源断层的倾向。当极震区两侧的等震线基本对称时，则断层面近乎直立。而等震线不对称时，断层面则向波及得宽的那个方向倾斜；不对称性愈显著，说明断层面愈缓。1556年陕西关中大地震的等震线向北波及很宽，而向南则衰减很快，说明震源:断层面是向北倾斜的(图3－10)。但是，等震线的不对称性还与地震波传播介质的性质有关，故在运用这方面资料时需慎重。由于等震线资料本身比较粗略，断层面的倾角是难以准确求得的。
图3－10 1970年逼海地震的等震线图
图3－11 1556年关中大地震等震线图
(2)地表地震断层和裂缝带 一般认为大地震时在地面产生的地震断层和形变带的淹向代表了震源断层面的走向。1973年2月6日四川炉霍M7.9地震时，地面上出现的地震断裂带走向为N55°W，由P波初动所求得的震源断层面走向为N65oW，二者基本一致。若地表断层错动很明显时，可反映震源断层的错动性质(平推抑或倾滑)和错动方向。还可根据地表最长断层长度与地震震级之间所建立的经验关系式(1－1式)，近似求出震源断层的长度。此外，也还可根据地表最大位移与地震震级间所建立的经验关系式，近似求出震源断层的错动幅度：
(3－3)
式中：D为震源断层的错动幅度(cm)；M为MS震级。
(3)大地测量资料 一般是由地震前后大地测量资料对比来推求某些震源参数。如震源断层的走向可根据地面沉陷带的延伸方向或升降交界带的延伸方向求得；断层两盘相对错动的方向、幅度及错动类型，可根据地震前后水准测量和三角测量资料求得。如果要比较定量地推求震源参数，则应藉助于静力弹性位错理论。
第三节 我国地震的分布及地震地质基本特征
我国地处环太平洋与地中海-喜马拉雅两大地震带之间，地震分布比较普遍。除台湾东部、西藏南部和吉林东部地震属板块边缘消减带地震活动外，其余广大地域均属板内地震活
动。而且绝大多数强震都发生在稳定断块边缘的一些规模巨大的区域性深大断裂带上或断陷盆地之内。主要地震区与活动构造带关系密切。
中国科学院地球物理研究所把我国分为23个地震带。其中最主要的地震带有(参见图3－11)：台湾与东南沿海地震带；郯城-庐江地震带；南北阳地震带；华北地震带；西藏-滇南地震带；天山南北地震带。
我国地震地质的基本特征可归纳为如下几点：
(1)强震活动受活动构造的严格控制 如地震活动最为强烈的南北向地震带自云南东部向北，经四川西部至陇东，越过秦岭西到六盘山、贺兰山一带，由近南北向的红河断裂、小江断裂、则木河断裂、安宁河断裂、鲜水河断裂、龙门山断裂、六盘山断裂及银川地堑等一系列著名的活动断裂带展布。地震活动的强度大而频率高。呈“S”形展布的汾渭地堑内部历史上多次强烈地震活动，均受控于该地堑内断裂的活动。
(2)我国大陆地震受控于现代构造应力场特征 西部地区地震活动的强度和频度较之东部地区要大得多，这是因印度板块向北推挤所造成的强大的近南北向主压应力，使这一地区形成了巨大的活动断裂，有近东西向的逆掩和逆冲断裂，近南北向的正断裂，还有更多的北西及北东向走滑断裂。现代构造活动强烈而复杂。东部地区地震活动主要分布于华北断块的银川地堑、汾渭地堑、河北平原和郯庐大断裂带，因受太平洋板块俯冲所造成的NEE向主压应力作用，这些活动构造都作右旋走滑错动。它们都有过发生8级地震的历史记载，但地震频度不高；而华南断块则以现代构造活动和地震活动较微弱为其基本特征。
(3)强震活动经常发生在断裂带应力集中的特定地段上 这些地段有:活动断裂转折部位、端点部位、分枝部位以及不同方向活动断裂的变汇部位。如1920年宁夏海原M8.5地震发生在祁连山北缘大断裂由NWW向转为SSE向的转折处。1950年西藏察隅M8.5地震亦发生在喜马拉雅褶皱断裂带东缘急剧转折部位。1927年甘肃古浪M8地震发生在NWW向皇城-塔儿庄断裂和NNW向武威-天祝断裂的交汇处(图3－12)。1976年河北唐山M7.9地震亦发生在活动强烈的NE向沧县-唐山断裂与五条向唐山、丰南聚敛的NW向断裂交汇部位。
图3－11 我国地震震中分布图
(引自中国科学院地球物理所:地震学基础)
图3－12 古浪8级地震的发震断裂和烈度分布图
①皇城-塔儿庄断裂；③武威-天祝断裂
(4)绝大多数强震发生在一些稳定断块边缘的深大断裂带上，而稳定断块内部很少或基本没有强震分布四川台块、鄂尔多斯台壕、塔里木台块和准噶尔台块等就是这类稳定断块；而围限这些断块的深大断裂带则为强震发生带(见图3－11)。
(5)裂谷型断陷盆地控制了强震的发生 裂谷型断陷盆地是由张应力作用产生的，有地堑型和断裂型两种，其中形成于晚第三纪和第四纪的新生盆地是强震发生的主要场所。如银川地堑和汾渭地堑，呈NE NNE走向，地堑内部构造活动复杂，强震都发生在地堑内特殊的构造部位，而其两侧的活动性断裂则极少强震发生。断裂型盆地是由走滑型活动断裂带某些部位由于诱发的张应力产生的串珠式断陷盆地，如川滇的安宁河断裂带和小江断裂带内的盆地、新疆富蕴断裂带内的盆地即是。这些盆地内同样可以孕育强震。据统计，我国大陆地区与断陷盆地有关的6级以上强震，70％发生在这两种盆地内。
第四节 地震震级和地震烈度
本节概述
地震震级和地震烈发，是衡量地震强度的两把标准尺度。它们的含义不同，但相互间有一定的联系。
一、地震震级
地震震级是衡量地震本身大小的长度，由地震所释放出来的能量大小来决定。释放出来的能量愈大，则震级愈大。 地震释放的能量大小，是通过地震仪记录的震波最大振幅来确定的。由于仪器性能和震中距离不同，记录到的振幅也不同，所以必须要以标准地震仪和标准震中距的记录为准。按李希特(C·F·Richter)1935年所给出的原始定义，震级(M)是指距震中100km处的标准地震仪在地面所记录的微米表示的最大振幅A的对数值。
即：
(3－4)
标准地震仪的自振周期0.8s，阻尼比0.8，最大静力放大倍率2800。
如果在距震中100km处标准地震仪记录的最大振幅为10cm(即105μm)，则M=5，是5级地震。实际上距震中100km处不一定有地震仪，而且地震仪也并非上述的标准地震仪，此时需采用经验公式经修正而确定震级。 一个1级地震的能量相当于2×106J。震级每增加1级，能量增大30倍左右。例如6级地震的能量约为6.3×1013J，它约与一个两万吨级原子弹所具有的能量相当；而7级地震则相当于30个两万吨级原子弹的能量。
在理论上，震级是无上限的，但实际上是有限的。因为地壳中岩体的强度有极限，它不可能积累超过这种极限的弹性应变能。目前已记录到的最大地震震级是8.9级，即1960年5月22日的智利大地震。按照人们对地震的感知及其破坏程度，可作如下的震级划分:2级以下为微震，人们感觉不到；3－4级为有感地震；5级以上就要引起不同程度的破坏，统称为破坏性地震；7级以上称为强烈地震。 二、地震烈度
地震烈度是衡量地震所引起的地面震动强烈程度的尺子；它不仅取决于地震能量，同时也受震源深度、震中距、地震波传播介质的性质等因素的制约。一次地震只有一个震级，但在不同地点，烈度大小是不一样的。一般地说，震源深度和震中距愈小，地震烈度愈大；在震源深度和震中距相同的条件下，则坚硬基岩的场地(地基)较之松软土烈度要小些。因此，烈度是不能与震级混淆的。
地震烈度是根据地震时人的感觉、建筑物破坏、器物振动以及自然表象等宏观标志判定的。通过对各类标志的对比分析来划分烈度，并按由小到大的数码顺序排列，就构成了烈度表。
表3－2 中国地震烈度表(1980) (据国家地震局工程力学研究所)
烈
参考物
人的感觉 一般房屋 其他现象
理指标
度
加速速度度（（水
大多数房平均
水平
屋 震害
平向
震 害 程 指
向）
度 数
）ccmm//ss2 2
Ⅰ 无 感
室内个别静止中
Ⅱ
的人感觉 Ⅲ 室内多数静止中门、窗轻 悬挂物微动
的人感觉 微作响 室内多数人感觉。
门、窗作
Ⅳ 室外少数人感觉。
悬挂物明显摆动，器皿作
少数人梦中惊醒
室内普遍感觉。室Ⅴ 外多数人感觉。 多数人梦中惊醒 Ⅵ
惊慌失措，仓皇逃出
Ⅶ
大多数人仓皇逃出
Ⅷ 摇晃颠簸，行走困难
Ⅸ
坐立不稳。行动的人可能摔跤
响
门窗、屋顶、屋架
颤动作响，灰土掉落，抹
灰出现微细裂缝
损坏——个别
砖瓦掉
落，墙体微细裂缝
轻度破坏——
局部破
坏，开裂，
但不妨碍使用
中等破坏—— 结构受损，需要修理
严重破坏—— 墙体龟裂，局部倒塌，复修困难
响
不稳定器物翻倒
河岸和松软土上出现裂缝。饱和砂层出现喷砂冒0—0.
水。地面上有的砖烟囱轻1
度裂缝、掉头
河岸出现坍方。饱和砂层
常见喷砂冒水。松软土上地裂缝较多。大多数砖烟0.11
囱中等破坏 —0.3
0
干硬土上亦有裂缝。大多
数砖烟囱严重破坏
0.31—0.50
干硬土上有许多地方出
现裂缝，基岩上可能出现
裂缝，滑坡、坍方常见。0.51砖烟囱出现倒塌
—0.70
31 3 （（222——
444） ）
63 6 （（455——
899） ）
1123 5 （（1
900
——1717） 8
） 25
20
5 （
（17
18
9
—
—35
33）
5） 50
50
0 （
（
35
34
6
—
—70
77）
1） 骑自行车的人回摔倒。处不稳状态Ⅹ
的人回摔出几尺远。有抛起感 倒塌——大部分倒塌，不堪修复
0.71—0.90
山崩和地震断裂出先。基岩上的拱桥破坏。大多数砖烟囱从根部破坏或倒毁
0.91
地震断裂延续很长。山崩
Ⅺ 毁 灭 —1.0
常见。基岩上拱桥毁坏
0
Ⅻ 地面剧烈变化，山河改观 注：(1) I－V度以地面上人的感觉为主：Ⅵ－X度以房屋震害为主，人的感觉仅供参考；Ⅺ、Ⅺ度以地表现象为主。Ⅺ－Ⅻ度的评定，需要专门研究。
(2) 一般房屋包括用木构架和土，石、砖墙构造的旧式房屋和单层或数层的、未经抗震设计的新式砖房。对于质量特别差或特别好的房屋，可根据具体情况，对表列各烈度的震害程度和震害指数予以提高或降低。
(3) 震害指数以房屋“完好”为0，“毁灭”为l，中间按表列震害程度分级。平均震害指数指所有房屋的震害指数的总平均值而言，可以用普查或抽查方法确定之。 (4) 使用本表时可根据地区具体情况，作出临时的补充规定。 (5) 在农村可以自然村为单位，在城镇可以分区进行烈度的评定，但面积以1km2左右为宜。
(6) 烟囱指工业或取暖用的锅炉房烟囱。
(7) 表中数量词的说明:个别:10％以下；少数:10－50％；多数:50－70％；大多数:70－90％；普遍:90％以上。
表3－3 震害指数等级划分表
i 序震害类型 震害描述
数 Ⅰ 1.0 倒 平 房屋全部倒塌 Ⅱ 0.8 墙倒架歪 墙体全部倒塌，房架倾斜显著 Ⅲ 0.6 墙倒架正 墙体大部分倒塌，房架基本未Ⅳ 0.4 局部墙倒 倾斜
主要墙体局部倒塌
Ⅴ 裂 严重轻微 主要墙体无塌落，但严重裂0.2Ⅵ 缝 7 0.2缝，须修复才能使用
0 墙体无塌落，但有小裂缝，未0.13 经修复仍可使用
0 完 好 基本无损或完好
我国经多年实践，已制定了一般工程防震抗震的烈度标准。把地震烈度分为基本烈度、场地烈度和设防烈度三种。所谓基本烈度是指在今后一定时间(一般按100年考虑)和一定地
110000 0 （（70782 ——141144） 1
）
区范围内一般场地条件下可能遭遇的最大烈度。它是由地震部门根据历史地震资料及地区地震地质条件等的综合分析给定的，是对一个地区地震危险性作出的概略估计，以作为工程防震抗震的一般依据。目前全国和各省、区的地震基本烈度区划图已经编制出来，可作为建设规划的参考。场地烈度至今没有一个明确的定义。一般的理解为根据建设场地具体的工程地质条件而对基本烈度的调整或修正。因为基本烈度所代表的是某一地区的平均烈度，它不可能反映地区由于工程地质条件的不同而产生的烈度差异。而场地烈度正好反映了这一差异。它们之间为面与点的关系。根据具体工程地质条件的影响情况，场地烈度可大于基本烈度，也可小于基本烈度，一般调整范围为半度至一度。但是，这样的调整未考虑工程的结构特性，忽视了不同结构在相同地基上的不同地震反应；其次在软弱地基上将场地烈度提高，往往加强上部结构的抗震强度来进行设计，对防止地基失效又无多大作用。故我国目前在工业与民用建筑抗震设计中，大多数已不采用场地烈度的调整方法。设防烈度也叫设计烈度，是抗震设计所采用的烈度。它是根据建筑物的重要性、经济性等的需要，对基本烈度的调整。一般建筑物可采用基本烈度为设防烈度；而重大建筑物(如核电站、大坝、大桥)，则可将基本烈度适当提高作为设计烈度。我国规定，基本烈度Ⅵ度(包括Ⅵ度在内)以下的地区，建筑物可以不设防:而超过Ⅵ度的必须采取设防措施。
第五节 地震效应
本节概述
在地震作用影响所及的范围内，于地面出现的各种震害或破坏，称之为地震效应。地震效应与场地工程地质条件、震级大小及震中距等因素有关，也与建筑物的类型和结构有关。 地震效应大致可以分为振动破坏效应、地面破坏效应和斜坡破坏效应三个方面。 一、振动破坏效应 地震发生时，地震波在岩土体中传播而引起强烈的地面运动，使建筑物的地基基础以及上部结构都发生振动，给它施加了一个附加荷载即地震力。当地震力达到某一限度时，建筑物即发生破坏。这种由于地震力作用直接引起建筑物的破坏，称为振动破坏效应。在地震效应中振动破坏效应是最主要的。一次强烈地震发生时，建筑物的破坏、倾倒，主要是由于地震力的直接作用引起的。
地震对建筑物振动破坏作用的分析方法有静力法和动力法两种。 1、静力分析方法
假定建筑物是刚性体，即地震时建筑物各部分的加速度与地面加速度完全相同。并且规定地震作用于建筑物的力只是一个固定不变的力，它是由地面振动的最大加速度（
）
所引起的惯性力。据此进行静力分析。
地震时震波在传播过程中使介质质点作简谐振动，地震力即由这种简谐振动引起的加速度所决定的。按物理学的定义，地震力即是地震时建筑物自身的惯性力。 地震时介质质点振动的最大水平加速度
为：
(3－5)
式中：A为振幅(质点的最大位移量)；T为振动周期。 作用在建筑物上的水平地震力P为：
式中：M、W各为建筑物的质量及重量；g为重力加速度。
令
则 P=W·K0 (3－6)
称为水平地震系数，无量纲，以分数表示。
地震力是一矢量，既有水平向的，也有铅直向的。在震中区铅直向的地震力不能忽视，强震记录资料中可以看到震中区的铅直加速度甚至可与水平加速度相等。但远离震中区，铅直加速度刚大为减少。铅直地震力P′可按下式求得： P′=W·K′ (3－7)
式中；
为铅直地震系数:
为最大铅直加速度。 约为
的1／2。我国规定
=(1／2－1／3)
。一
根据美国强震观测统计资料，
般建筑物的竖向安全贮备较大，能承受附加的铅直地震荷载。因此，可以不考虑铅直地震荷载的影响。但对在水平推力作用下有倾覆、滑动危险的结构，如挡土墙、水坝，或计算高烈度区斜坡稳定性时，则需考虑铅直地震荷载来核算强度和稳定性。 在高烈度(Ⅶ度以上)区必须要考虑地震力作用核算建筑物的稳定性。一般采用刚体极限平衡理论法来核算，即将建筑物视为一刚体，将作用在某一可能破坏面上的抵抗破坏力与地震破坏力的比值即稳定系数K来表征其稳定性。
(1)工业与民用建筑 建筑物的破坏主要与水平地震力作用下的水平滑动及结点脱开有关，故实际上为抗滑稳定性课题。其表达式为
(3－8)
式中：f、c为地基与基础间或滑动面上的摩擦系数及粘聚力；W为建筑物的重量；A为建筑物基础底面或滑动面的面积；
为水平地震系数。
(2)水坝 水坝应考虑两种情况：
当K>1时建筑物稳定；反之不稳定，需采取处理措施。 只考虑水平地震力作用时，
(3－9)
在水平与铅直地震力共同作用时，
(3－10)
上两式中：HS为由库水及渗透水流等形成的水平推力；
为铅直地震系数；其它符号意义同(3－8)。
对于在高烈度区依靠自重维持稳定的水工建筑物(如重力坝)来说，应考虑铅直地震力的作用。因为铅直地震力使建筑物上下反复振动，导致重量减轻。在震中区附近设计此类水工建筑物时，铅直地震系数至少应取水平地震系数的1／2。 静力分析方法虽较简便，但往往与实际情况有较大出入。随着强震仪器记录资料的积累，发现在很多情况下地面最大加速度值与相应的地震破坏并不完全吻合。振动破坏效应并不仅仅决定于地面振动最大加速度值的大小，还与地震波在介质中的振动持续时间、振动周期以及建筑物结构特性有关。地震波在介质中的振动持续时问和振动周期，主要取决于岩土体的类型、性质和厚度等因素。因此，分析地震对建筑物振动作用时，应按实际情况将地震力视为大小和方向随时间而变化的振动力；要考虑到地振动的幅度、周期和持续时间。同时，应考虑建筑物的材料、结构和高度，并将它作为弹性体或弹塑性体来看待。 二、动力分析方法
目前应用最广泛的方法是简化的反应谱法。它假定建筑物结构为单质点系的弹性体，作用于其基底的地震运动为简谐振动。所测得结构系统的动力反应，不仅取决于地面振动的最大加速度，还取决于结构本身的动力特性。结构的自振周期和阻尼比是其动力特性中两个最重要的参数。在地震振动力作用下，对于结构的某一特定阻尼比来说，其体系的最大位移(或最大速度、最大加速度)与自振周期间的关系可表示成一条曲线。取几种各不相同的阻尼比就可以给出一组曲线，即为最大位移(或最大速度、最大加速度)反应谱(图3－13)。有了反应谱就可以决定已知自振周期和阻尼比的任何单质点系的最大位移(或最大速度、最大加速度)反应，也可计算出相应的应力状态。
为地震加大了的静水压力；
图3－13 不同阻尼时的加速度反应谱
近年来在少数重要建筑物的抗震设计中，已试验直接输入强震加速度记录的波谱到电子计算机中，以模拟地震作用。可了解建筑物在地震作用下的振动过程，求出它在地震全过程中的动应力和动位移，以控制建筑物的变形在弹性限度之内。
在动力分析中，有两个重要的参数与之有关，它们是卓越周期和动力系数。
(1)卓越周期T0 地震发生时，由震源发出的地震波传至地表岩土体，迫使其振动·由于表层岩土体对不同周期的地震波有选择放大作用，某种岩土体总是以某种周期的波选择放大得尤为明显而突出，使地震记录图上的这种波记录得多而好。这种周期即为该岩土体的卓越周期。由多层土组成的厚度很大的沉积层，当深部传来的剪切波通过它向地面传播时就会发
生多次反射，由于波的叠加而增强，使长周期的波尤为卓越。卓越周期的实质是波的共振，即当地震波的振动周期与地表岩土体的自振周期相同时，由于共振作用而使地表振动加强。巨厚冲积层上低加速度的远震，可以使自振周期较长的高层建筑物遭受破坏的主要原因就是共振。卓越周期可由表土层剪切振动微分方程式推导获得:
(3－11)
式中：H为表土层厚度；
为该表土层的剪切波(横波)速度。显然，表土层愈厚，其剪
切波速度愈低(即土层愈松软)，则卓越周期愈长。卓越周期也可通过脉动观测绘制的频度-周期关系曲线加以确定。图3－14即为典型的频度-周期关系曲线。由图可知，基岩的卓越周期为0.15秒左右，更新统的坚实土层0.2－0.5秒，全新统较松软土层0.3－0.8秒，巨厚的全新统松软土层0.5－1.1秒。不同岩土类型其加速度时程曲线也明显不同。
图3－14 不同岩土的频度-周期关系曲线及质点位移时程曲线(据金井清)
(2)动力系数β 动力系数是按反应谱理论进行建筑物抗震设计的基本参数。它表示不同自振周期的单质点弹性结构在水平地震力作用下的最大加速度反应与地面最大加速度的比值，即：
(3－12)
式中：amax为单质点弹性结构在地震作用下的最大加速度反应；
为地面最大加速
度。动力系数为一无量纲参数，其值大小取决于地震加速度记录a0(t)的特性和建筑物结构
的动力特性(即自振周期和阻尼比
)。若地面运动加速度记录a0(t)和建筑物的阻尼
比a0已给定，就可针对不同的T值计算出β值，从而得到β-T关系曲线。有了这样的曲线，就可以根据设计建筑物的自振周期T来选定β值。 由于强震地面运动特征受很多因素影响，准确预测给定地区在未来地震发生时可能的加速度记录a0(t)或反应谱β(T)仍有困难。所以目前我国的抗震规范是根据记录到的不同岩土的地面加速度a0(t)的平均反应谱来计算出β(T)曲线，即为设计用的标准反应谱(图3－15)。并把场地划分为三类： Ⅰ类——基岩，包括所有胶结良好的岩层； Ⅱ类——一般土层，包括除I、Ⅱ类地基以外的所有未胶结土层； Ⅲ类——软弱土层，如饱水疏松粉细砂土、淤泥和淤泥质粘土等土层。
显然，这样的划分比较粗略。而且它并没有考虑到土层厚度这一重要的因素。国外有些研究者建议将地基岩土体按其类型及土层厚度不同，按卓越周期分为六类(见表3－4)，并分别为各类别提出了理想化谱曲线(
=0.05)，如图13－16所示。分别以不同的反应谱求动力
系数β。最近我国正在修订的抗震规范，也考虑到土层厚度的影响。
图3－15 三类地基土的标准反应谱
图3－16 六类地基土的理想化谱曲线(
=0.05)
(据S·S·Tescan，1971)
建筑物结构的自振周期，可以用示振仪直接测得，也可以根据建筑力学中的公式计算确定。自振周期值的大小，取决于所用的材料、形状，尺寸及结构类型等。
表3－4 各类土石的大致卓越周期T0值
卓越周期T0(s)
类别 描述
下限 上限
Ⅰ 0.0 0.2 广泛分布的第三纪或第三纪以前坚硬土石，表Ⅱ 0.0 0.4 面可能有厚度小于2m的覆盖层。 Ⅲ 0.2 0.6 上述坚硬土石，但上覆15m以下密实拈土或5mⅣ 0.6 1.0 以下的致密砂土。 Ⅴ 1.0 1.4 更新世沉积层（15—30m），全新世沉积层Ⅵ 1.4 3.0 （5—20m）。
非常软的全新世沉积层，后20—80m。
非常软的全新世沉积。厚80—140m；填土厚小于或等于30m。 非常软弱的全新世沉积，厚大于140m；填土后大于30m。 引用了动力系数后，除少数重要结构物进行动力分析外，绝大多数普通建筑物仍然用地震荷载的概念来计算内力和校核断面。中国科学院工程力学所提出的等效静力(水平地震力) 计算公式为：
P=K0·p·W·C (3－13)
式中:K0为水平地震系数；β为动力系数；W为建筑物重量；C为结构影响系数，可查表获得。
显然，式(3－13)在一定程度上考虑到了动力因素。目前一般的抗震规范都采用这种方法计算地震力。
有时也将地震系数K0与动力系数β综合为一个指标，称为地震影响系数，即a=K0·β。此时的地震水平荷载计算公式改写为:
P=α·W·C (3－14)
最后需要指出的是，地面振动持续时间也是地震振动效应中不可忽视的一个因素。不少震例表明，强震振动持续时间愈长，建筑物破坏愈严重，这是累进性变形和破坏的结果。根据观测，随着震中距的加大，振幅逐渐减小，而振动持续时间则增加；土质愈软弱，土层愈厚，振动历时也愈长。因而有人提出以强震地面运动的时程a0(t)曲线作为抗震设计的基本依据。但这一方面的研究资料尚少。 三、地面破坏效应
地面破坏效应可分为破裂效应和地基效应两种基本类型。前者指的是强震导致地面岩土体直接出现破裂和位移，从而引起附近的或跨越破裂带的建筑物变形或破坏。后者指的是地震使松软土体压密下沉、砂土液化、淤泥塑流变形等，而导致地基失效，使上部建筑物破坏。 1.地面破裂效应
强烈地震发生时，在地表一般都会出现地震断层和地裂缝。在宏观上，它仍沿着一定方向展布在一个狭长地带内，绵延数十至数百公里，对工程建设意义重大。有关地震断层的问题已在上一章讨论过了，这里就地裂缝问题作些论述。 地裂缝是指因强烈地震而在高烈度区(>Ⅶ度)地面上出现的非连续性变形现象。按形成机制，地裂缝又可分为构造性的和非构造性的两种。构造性地裂缝对应于一定的震源机制，具有明显的力学属性和一定的方向性；分布受地震断层控制。非构造性地裂缝是由于地震力作
用而使某一部位岩土体沿重力方向产生的相对位移，所以也叫做重力性地裂缝；它的分布常与微地貌界限吻合。
构造性地裂与深部震源断层的地震机制参数大体相符，但它们之间并不连通，因而它不是深。部震源断层发生错动时的直接产物。国内外许多强震资料表明，当第四纪覆盖层大于30m时，在震中区出现的地裂，多属这种类型的，而不是基岩中的断裂直通地表。由此可以将构造性地裂的成生机制作如下分析:当震源断层错动时，由深部基岩向上输入具有明显方向性的P波初动或主要震相地震波，使地面土层产生大幅度振动。当质点位移幅值超过了其弹性极限，或质点上的地震力超过了土的抗剪强度时，便产生了永久塑性变形。所以说构造性地裂是强震震中区地随激烈振动的结果。
构造性地裂的错动效应，可引起跨越的某些刚度较小的地面工程设施发生结构性损坏，也可能使某种地基失稳或失效。但这些震害效应不是毁灭性的。不少强震实例表明，由于地裂缝的出现，可能会吸收部分地面振动能量，减少振动历时，因而在一定程度上减轻了震害。 重力性地裂的表现形式有两种:①由于斜坡失稳造成土体滑动，在滑动区边缘产生张性地裂；②平坦地面的覆盖层沿着倾斜的下卧层层面滑动，导致地面产生张性地裂。此种形式大多发生在土质软弱的故河床内填筑土层的边界上。它对建筑物的危害不容忽视。 重力性地裂产生的条件是:①故河床堆积松散砂层的震陷；②由于砂层的震陷而引起上覆填土的垂直沉陷、位移；③浅部填土层的振动具有地面运动的放大作用特征，在填上层的倾斜界面上产生斜向滑移(图3－17)。
图3－17 故河道填平场地上重力性地裂示意图
重力性地裂的错动效应与构造性地裂大致相同。即地裂缝的出现，虽可造成跨越其上的建筑物发生难以抵御的破坏；但由于地面产生了大幅度塑性位移，吸收弹性振动能量，使运动速度急剧衰减，减少振动历时，从而减轻了临近建筑物的震害。 2.地基基底救应
强震时地震加速度很大，如果建筑物地基强度较低，就会导致地基承载力下降、丧失，以致错位、移动，由此造成建筑物的破坏，即为地基基底效应。按形成机制不同，地基基底效应又可分为三种，即地基强烈沉降或不均匀沉降、地基水平滑移和砂基液化。造成地基失效的地形地质条件见图3－18。
图3－18 不同地质条件下地基失效造成的建筑物破坏
(据守屋喜久大，1978)
地震时由于地基强烈沉降与不均匀沉降，致使建筑物遭受破坏。前者主要发生在疏松砂砾石、软弱粘性土以及人工填土等地基中由于地震时强烈振动的影响，使得地基被压密而迅速强烈地沉降后者主要发生于地基岩性不同或层厚不同的情况下。
地基水平滑移主要发生在可能发生滑坡的地基之上。如较陡的斜坡上，下的建筑物，由于地震时附加水平振动力作用使斜坡失稳，从而造成建筑物破坏。此外，斜坡地段半填半挖形成的地基，亦可发生水平滑移。
关于砂基地震液化问题，将在下一章中详细讨论。
四、斜坡破坏效应
斜坡破坏效应包括地震导致的滑坡、崩塌或泥石流等，主要发生在山区和丘陵地带。 地震时巨大的滑坡和崩塌，会摧毁斜坡上、下的建筑物，酿成严重灾害。公元前373年希腊亥利斯城由于地震滑坡而滑入海中，居民全部葬身大海。我国1920年宁夏海原8.5级大地震，死亡20余万人，其中大部分是由于黄土滑坡和窑洞坍塌所致。1964年美国阿拉斯加8.4级地震，滨海的安克雷季市发生多处滑坡，其中最大的滑坡发生在塔那根地区，滑坡体长2500m，宽180―360m。有的地方滑入海中达600m。滑坡后缘多形成地堑，其上建筑物毁坏甚多；前缘地基隆起，也造成大量建筑物毁坏。滑坡发生的主要原因是厚层灵敏粘土层的破坏和透镜状薄砂层的振动液化(图3－19)。 如果地震前长期降雨，则地震发生时不但滑坡、崩塌灾害会加剧，而且还易发生泥石流，震害将更加惨重。
图3－19 阿拉斯加地震前后，安科雷季市塔那根地区地层剖面图
第六节 场地工程地质条件对宏观震害的影响
本节概述
由上一节讨论可知，场地地震效应受许多因素的制约，其中场地的工程地质条件对宏观震害影响尤为显著。从国内外大量宏观震害调查资料看出，在一个范围较大的场地内(例如一个城市)，对震害有重大影响的工程地质条件为:岩土类型及性质、地质构造及地形地貌条件；此外，还有水文地质条件。 一、岩土类型及性质
岩土类型及性质对震害的影响，是目前研究得最广泛和深入的地震工程地质条件之一。大量宏观调查资料证实，地基岩土体不同会造成震害的显著差异，平均震害指数的差值最大可达50－60％，烈度差值可达3－3度。一般地说，软土上的震害要比硬土上的大。 除岩土类型及性质对宏观震害影响显著外，松软沉积物厚度的影响也是很明显的。早在1923年日本关东大地震时，就发现了冲积层厚度与震害的相关性，即冲积层愈厚，木架房屋的震害愈大。
地基岩土体类型及性质和松软沉积物厚度对震害的影响，其根本原因是岩土卓越周期的作用。因为土质愈松软、厚度愈大，虽地面运动速度降低了，但由于其卓越周期增大，振动历时加长，使震害加大。
此外，地层结构对震害也有较大影响。对于双层结构的地基，如果软弱土层在表层，则地基抗震性能很差；但如果软弱土层在下部，其上部有较坚实的粘土层覆盖，则地基抗震性能就提高很多。在基岩上有覆盖层时，则土层愈薄抗震性能愈好。多层结构的地基，其抗震性能取决于软弱土层的位置和厚度。软弱土层埋藏愈浅、厚度愈大，震害也就愈重。但是，当软弱土层埋藏较深，而其上部有多层较密实土层时，由于下伏软土层对地震波振动能量的消减作用，对地基抗震则是有利的。 二、地质构造
地质构造主要是指场地内断裂对震害的影响。据一些单位的研究，应按发震断裂及与之有联系的断裂和非发震断裂两种情况来考虑。
发震断裂是引起地基和建筑物结构振动破坏的地震波的来源，又由于断裂两侧的相对错位，因此震害应较其它地段更重些。考虑到断裂错位造成地基失效的破坏作用是不易抵御的，所以不能以提高发震断裂烈度的方式来处理，而应在场地选择中加以解决。但是，根据近十
几年来对一些强震发震断裂震害的调查，从平均趋势看，振动破坏效应并不特别加重。如1970年通海地震时，直接位于曲江发震断裂上11个调查点的震害指数与同类地基平均震害指数之差的平均值(△i)仅为－0.0145。此外，当场地内存在有与发震断裂有一定联系的断裂时，由于受发震断裂的触动牵引等影响，沿该断裂带常形成高烈度异常区。这个问题比较复杂，目前研究资料尚少，有待进一步探索。
非发震断裂是指场地内与震源无构造联系的断裂。根据对通海和海城两次地震的宏观震害调查，证实非发震断裂无加重震害的趋势。例如海城地震后调查了500多个村庄，其中28个村庄位于非发震断裂上，它们的震害指数在同类场地平均震害指数衰减曲线上是随机分布的(图3－20)。因此，不应提高非发震断裂的场地烈度。
图3－20 非发震断层上震害衰减同类地基土相同
三、地形地貌条件
局部地形地貌对地震动的影响，是一个颇为复杂又急待解决的问题。尤其是在山区和丘陵地带，地形起伏变化较大，一个工程场地可能遇到较多的完全不同的微地形地貌，它们的地震效应究竟如何评价呢?
图3－21 云南永善地震卢家湾6队地形与场地烈度分布示意图
(据工程力学研究所，1977)
根据宏观震害调查、仪器观测、理论分析和模型试验等结果证实，微地形地貌条件对震害的影响非常明显。其总的效应趋势是：突出孤立的地形使地震动加强，震害加剧；而低洼沟谷则使地震动减弱，震害减轻。这可由云南省的1970年通海地震和1974年永善地震以及1976年唐山地震震害实例说明。通海地震时调查了67个位于孤立小山丘或山脊顶部(高度一般在100m以上)的村庄，其震害指数较同类地基上的村庄要高出0.07－0.25。永善地震时，位于一狭长山脊上的卢家湾6队房屋破坏情况表明：山脊端部孤立突出的小山丘烈度高达Ⅸ
度，靠近大山的根部为Ⅷ度，而山脊中间鞍部仅有Ⅶ度(图3－21)。这些资料有力地说明了局部地形地貌的影响。据计算，这三处的地面加速度分别为0.67g，0.4g和0.27g。唐山地震对，建于凤山顶的微波塔机房全部倒塌；而位于凤山脚缓坡地带的专家招待所及近旁的水塔完好无损)。这两座建筑物的基础均砌置于基岩上。这又是地形效应的极好例证。
国外的许多资料也证实，局部地形地貌对震害有明显影响。例如，在1966年苏联里海西岸卡松肯斯克地震时发现，平坦山顶比山脚下宏观烈度要高1－2度。位于山顶的建筑物破坏要严重得多。
在黄土高原地区，地形高差对烈度的影响同样是非常明显的。例如1920年海原地震时，甘肃天水、甘谷为Ⅶ－Ⅷ度烈度区。甘谷县姚家庄位于渭河谷地，为Ⅶ度；其北2km的牛家庄位于高出谷地100m的突出的黄土山梁上，为Ⅸ度。天水市属低洼地为Ⅷ度，而黄土山梁上许多地段为Ⅸ度。
局部地形地貌的影响，主要是由于孤突的地形使山体共振或山体内体波多次反射而引起地面位移、速度和加速度的放大。1975年海城地震时，在营口县盘龙山(高58m)山脚、山腰和山顶三个测点收到6次完整的余震加速度记录，它们的平均比值是1：1.33：1.75。统计的数字是令人心服的。 四、水文地质条件
岩土饱水后影响地震波的传播速度，总体来说使场地烈度增高。饱水砂砾石比不饱水者实际烈度要增加0.4－0.6度，其它类型土更为明显。烈度影响的深度随地下水埋深而定，埋器愈小则烈度塑加值愈大；当埋深大于10m时，则影响就不显著了。一般地说，地下水埋深在1－5m范围内影响最为明显。例如天水市地下水埋深2－3m，在1920年海原地震时烈度为Ⅷ度；而渭河对岸的天水郡地质条件与天水市相同，但地下水埋深1－2m，烈度为Ⅸ度。1970年通海地震时，杞麓湖畔两个土质条件完全相同的相邻村庄，地下水埋深2.2m村庄的震害指数为0.44，而埋深0.8m村庄的震害指数为0.58。
第七节 地震区抗震设计原则和建筑物抗震措施
一、建筑场地的选择 在高烈度区内，建筑场地的选择是至关重要的。所以必须在地震工程地质勘察的基础上进行综合分析研究，联系历史震害的情况和确定的场地烈度，对工程使用期内可能造成的震害进行充分的估量。即作出场地地震效应评价及震害预测，然后选出抗震性能最好、震害最轻的地段作为建筑场地。同时应指出场地对抗震有利和不利的条件，提出建筑物抗震措施的建议。
在选择建筑场地时，应注意以下几点：
(1)避开适动性断裂带和大断裂破碎带 活动性断裂带是地震危险区，地震时地面断裂错动会直接破坏建筑物。大断裂破碎带可能会使震害加剧。
(2)尽可能避开强烈振动效应和地面效应的地段作场地或地基。属此情况的有:强烈沉降的淤泥层、厚填土层、可能产生液化的饱水砂土层以及可能产生不均匀沉降的地基。 (3)避开不稳定的斜坡或可能会产生斜坡效应的地段。这些地段是指已有崩塌、滑坡分布的地段、陡山坡及河坎旁。
(4)避免孤立突出的地形位置作建筑场地。
(5)尽可能避开地下水埋深过浅的地段作建筑场地。
(6)岩溶地区地下不深处有大溶洞，地震时可能会塌陷，不宜作建筑场地。
对抗震有利的建筑场地条件应该是:地形较平坦开阔；基岩地区岩性均一坚硬，或上覆有较薄的覆盖层；若有较厚的土层，则应较密实:无断裂或有断裂但它与发震断裂无联系，
且胶结较好；地下水埋藏较深；滑坡、崩塌、岩溶等工程动力地质现象不发育。 二、持力层和基础方案的选择 场地选定后，就应根据所查明的场区工程地质条件选择适宜的持力层和基础方案。为此，应具体了解建筑物上部结构的型式、尺寸和荷载特点，以及地震时必须维持的效能(如医院、动力源、通讯设施等)。还应考虑到切实可靠的施工。 基础的抗震设计，需注意以下几点：
(1)基础要砌置于坚硬、密实的地基上，避免松软地基。 (2)基础砌置深度要大些，以防止地震时建筑物的倾倒。 (3)同一建筑物不要并用几种不同型式的基础。
(4)同一建筑物的基础，不要跨越在性质显著不同或厚度变化很大的地基土上。 (5)建筑物的基础要以刚性强的联结梁连成一个整体。 三、建筑勒结构塑式的选择及抗震措施 1.工业与民用建筑物
强震区建筑物的平立面应力求简单方整，避免不必要的凸形状；若必须采用平面转折或立面层数有变化的型式，应在转折处或连接处留抗震缝。结构上应尽量做到减轻重量、降低重心、加强整体性，并使各部分、各构件之间有足够的刚度和强度。
我国城乡低层和多层建筑物广泛采用的是木架结构和砖混墙结构。木架结构侧向刚 度很差，地震时极易发生倾斜以及散架落顶。其抗震措施主要是加强侧向刚度和整体性，主要措施如图3－22所示。砖混承重墙结构一般是将混凝土楼盖板浮搁于承重墙上，整体性很差，强震时楼板极易从墙上脱落。其抗震措施应加强墙体之间及墙与楼。盖板之间的整体性。主要措施有:用优质灰浆咬岔砌筑墙体；每隔一定高度于灰缝内配置拉接钢筋来补强；在楼盖板周围设置抗震圈梁，盖板与圈梁之间最好锚固起来；外墙的四角及其它部位要用竖筋补强，并使之与圈梁及基础固定。
图3－22 增加木构架整体性的措施
强震区的高层建筑物应采用侧向刚度较大的结构体系。不超过12层的建筑物可采用框架结构体系；而更高的建筑物应采用剪力墙和筒式结构体系。它们均为钢筋混凝土或钢骨结构。烟囱、水塔在40m以上的，必须采用钢筋混凝土结构；40m以下的可砖砌，但要配置圈粱和竖向钢筋，并将它们锚固起来。 2.水工建筑物
选择抗震性能良好的坝型是很重要的。土石坝以堆石坝抗震性能最好，而冲填土坝抗震性能很差。混凝土坝以拱坝抗震性能最好，其次为重力坝，而支墩坝因侧向刚度不足抗震性能最差。
大坝的抗震措施，对于土石坝来说主要为:防止地基失稳，提高坝体压实度；并适当加
坝顶和增加坝顶超高，以防涌浪和溃决。混凝土坝中的、重力坝应适当增加坝顶刚度，顶部坡折宜取弧形，避免突变以减少应力集中。支墩坝应尽可能增强侧向刚度。拱坝应注意坝顶两岸岩体的稳定性，并加强其连接都位的强度。
本章小结
本章主要介绍了地震的基本知识，地震效应，场地条件对震害的影响，建筑抗震原则及措施。要注意对震级、烈度等基本概念的区分和掌握，对静力分析法和动力分析法的基本原理的理解，场地条件对震害的影响。 1、基本概念
震级：是衡量地震本身大小的尺度，由地震所释放出来的能量大小所决定。
烈度：地面震动强烈程度，受地震释放的能量大小、震源深度、震中距、震域介质条件的影响。在工程应用中常有地震基本烈度和设防烈度(设计烈度)之分。 地震基本烈度：一定时间和一定地区范围内一般场地条件下可能遭遇的最大烈度。一个地区的平均烈度
设防烈度(设计烈度)：是抗震设计所采用的烈度。是根据建筑物的重要性、经济性等的需要，对基本烈度的调整。 卓越周期：地震波在地层中传播时，经过各种不同性质的界面时，由于多次反射、折射，将出现不同周期的地震波，而土体对于不同的地震波有选择放大的作用，某种岩土体总是对某种周期的波选择放大得突出、明显，这种被选择放大的波的周期即称为该岩土体的卓越周期。
2、静力分析法与动力分析法 静力分析法的前提是：
1)建筑物是刚体，即建筑物的各部分作为一个整体，具有相同的加速度。 2)建筑物的加速度和地面加速度是相同的
3)地震作用在建筑物上的惯性力是固定不变的，是由地面振动的最大加速度决定的。 动力分析法的前提是：
(1)建筑物结构是单质点系的弹性体。 (2)作用于建筑物基底的运动为简谐运动
所测得的结构相同的动力反应不仅取决于地面运动的最大加速度，还取决于结构本身的动力特征，最主要的是结构的自振周期和阻尼比。
阻尼比越大，建筑物固有周期与地面振动周期差别越大，越难引起共振。 3、场地工程地质条件对震害的影响 (1)岩土类型及性质 ★软土＞硬土，土体＞基岩 ★松散沉积物厚度越大，震害越大 ★土层结构对震害的影响
软弱土层埋藏愈浅、厚度愈大，震害愈大。 (2)地质构造
离发震断裂越近，震害越大，上盘尤重于下盘。 (3)地形地貌
突出、孤立地形震害较低洼、沟谷平坦地区震害大 (4)水文地质条件
地下水埋深越小，震害越大。 4、地震区抗震设计原则、措施
(1)场地选择原则 1)避开活断层
2)尽可能避开具有强烈振动效应和地面效应的地段 3)避开不稳定斜坡地段
4)尽可能避开孤立地区、地下水埋深浅的地区 (2)抗震措施(持力层和基础方案的选择) 1)基础砌置在坚硬土层上
2)砌置深度应大一些，以防发震时倾斜 3)不宜使建筑物跨越性质不明的土层上
4)建筑物结构设计要加强整体强度，提供抗震性能。
强化练习
1、简述地震震级及烈度的概念及差异。 2、简述地震发生的条件 3、地震效应类型
4、简述静力分析法的原理 5、简述动力分析法的原理 6、简述卓越周期的概念
7、简述场地工程地质条件对震害的影响 8、简述地震区抗震设计原则、措施
参考答案
1、震级：是衡量地震本身大小的尺度，由地震所释放出来的能量大小所决定。
烈度：地面震动强烈程度，受地震释放的能量大小、震源深度、震中距、震域介质条件的影响。在工程应用中常有地震基本烈度和设防烈度(设计烈度)之分。 地震基本烈度：一定时间和一定地区范围内一般场地条件下可能遭遇的最大烈度。——一个地区的平均烈度
设防烈度(设计烈度)：是抗震设计所采用的烈度。是根据建筑物的重要性、经济性等的需要，对基本烈度的调整。 2、
(1)介质条件：多发生在坚硬岩石中
(2)结构条件：多产生在活断层的一些特定部位:端点、拐点、交汇点等。 (3)构造应力条件：多发生在现代构造运动强烈的部位，应力集中 3、地震效应可以分为振动破坏效应、地面破坏效应和斜坡破坏效应 4、静力分析法的前提是：
1)建筑物是刚体，即建筑物的各部分作为一个整体，具有相同的加速度。 2)建筑物的加速度和地面加速度是相同的。
3)地震作用在建筑物上的惯性力是固定不变的，是由地面振动的最大加速度决定的。 5、动力分析法的前提是：
(1)建筑物结构是单质点系的弹性体。 (2)作用于建筑物基底的运动为简谐运动
所测得的结构相同的动力反应不仅取决于地面运动的最大加速度，还取决于结构本身的动力特征，最主要的是结构的自振周期和阻尼比。
阻尼比越大，建筑物固有周期与地面振动周期差别越大，越难引起共振。
6、地震波在地层中传播时，经过各种不同性质的界面时，由于多次反射、折射，将出
现不同周期的地震波，而土体对于不同的地震波有选择放大的作用，某种岩土体总是对某种周期的波选择放大得突出、明显，这种被选择放大的波的周期即称为该岩土体的卓越周期。 7、
(1)岩土类型及性质 ★软土＞硬土，土体＞基岩 ★松散沉积物厚度越大，震害越大 ★土层结构对震害的影响
软弱土层埋藏愈浅、厚度愈大，震害愈大。 (2)地质构造
离发震断裂越近，震害越大，上盘尤重于下盘。 (3)地形地貌
突出、孤立地形震害较低洼、沟谷平坦地区震害大 (4)水文地质条件
地下水埋深越小，震害越大。 8、
(1)场地选择原则 1)避开活断层
2)尽可能避开具有强烈振动效应和地面效应的地段 3)避开不稳定斜坡地段
4)尽可能避开孤立地区、地下水埋深浅的地区 (2)抗震措施(持力层和基础方案的选择) 1)基础砌置在坚硬土层上
2)砌置深度应大一些，以防发震时倾斜 3)不宜使建筑物跨越性质不明的土层上
4)建筑物结构设计要加强整体强度，提供抗震性能。
第五章 岩石风化工程地质研究
本章概述
介绍基本概念，影响岩石风化因素，风化壳及分带标志和方法，岩石风化防护措施。
重难点
本章教与学两方面没有难度，主要问题是实际工作中风化岩分带的标准很难把握，带有很大的不确定性，最好配合现场考察进行教学。
第一节 概 述
组成地壳的岩石其形成环境是十分复杂的。在内力和外力地质作用下，深埋于地下的岩石可能处于地壳表层，进入与成岩环境不同的新环境中，必然通过原岩的变异，才能适应新的环境。
岩石在各种风化营力作用下，所发生的物理和化学变化的过程称为岩石风
化)(RockWeathering)。它包括岩石所感受的风化作用及其所产生的结果两个方面。与其它动力地质作用相比较，引起岩石风化的营力很多，但主要的是太阳热能、水溶液(地表、地下及空气中的水)、空气(02及C02等)及生物有机体等。按照风化营力及其引起的岩石变异的方式不同，风化作用一般分为物理风化、化学风化和生物风化三种。生物风化既有物理的也有化学的作用。因此，风化作用主要是物理风化和化学风化两种。
物理风化是由于温度的变化(特别是昼夜的温变)、水的冻融、干湿交替、盐类结晶、矿物水化和植物根劈等作用下所产生的应力，引起岩石的机械破碎，而不伴随化学成分和矿物成分的显著变化，其结果既破坏了岩石的结构构造，降低了岩石的强度，又为化学风化打开了方便之门。这种作用主要发生在干寒地区，如我国北方、西北的干旱寒冷及高山寒冷地区，岩石的风化深度较小，一般小于10m。 岩石在氧、水溶液及有机体等作用下所发生的一系列复杂的化学反应，引起其结构构造、矿物成分和化学成分发生变化的过程，称为化学风化。其实质是原岩中较活泼的元素发生迁移，较稳定的元素残留原地，原生矿物不断变异，与新环境相适应的次生矿物不断形成的过程。在风化过程中，化学反应的方式较复杂，有氧化、还原、溶解、结晶、水化，水解、碳酸化、硫酸化、去碳、中和等作用。在自然界中，化学风化是多种方式综合作用的结果，其中以水化、溶解、水解和氧化作用最为常见。化学风化多以水为介质，其影响深度与地下水的循环交替条件极为密切。岩石一般风化深度为数十米，大者可达100余米，因而工程上的实际意义也较大。
遭受风化的岩石圈表层叫做风化壳(weathered crust)，它是原岩在一定的地质历史时期各种因索综合作用的产物。
风化岩石与原岩比较，已产生了一系列的变化，从工程地质观点出发，这些变化主要表现在以下几个方面：
(1)岩体的结构构造发生变化，即其完整性遭到削弱和破坏风化作用不仅使岩体原有裂隙扩大，还形成新的风化裂隙，同时因活动性元素的迁移，使原岩孔隙增大。总之，岩石风化后其空隙性增大，块度变小，原岩破碎成块石、碎石、砂粒，粉粒及粘粒。这种变化使原岩的结晶联结削弱以致丧失，成为水胶联结甚至无联结状态，使完整性较好、坚固性较高的岩体，变成破碎松软、性质易变的土体。
(2)岩石的矿物成分和化学成分发生变化 风化过程中，原岩中的矿物逐渐解体变异，活动性较强的元素不断随水迁移流失；同时，由于风化营力所携带的新元素的参与，形成了新的次生矿物。如绿泥石，绢云母等鳞片状矿物，细分散的高岭石，蒙脱石，水云母等粘士矿
物，铁、铝、硅的氧化物或氢氧化物。这些次生矿物不仅在晶系特点、晶粒大小、结晶程度均与原生矿物不同，而且还增加了水及有机组分。
(3)岩石的工程地质性质恶化 岩石风化后，由于岩石的矿物成分、化学成分和结构构造发生变化，而导致岩石工程地质性质上的一系列变化。如力学强度降低，压缩性可以从基本不可压缩的基岩，变为压缩性颇大的粘性土；透水性发生畸变，在完整风化剖面上，遭受中等风化的岩石其渗透系数比下伏新鲜岩石成倍增加；表层遭受强烈风化的岩石，其渗透系数又降低；岩石彻底风化后所形成的次生矿物，其抗水性降低，亲水性增高，对水的敏感性加大，易于崩解、膨胀和软化。
总之，风化后的岩石在工程建筑上的优良性质削弱了，不良性质则增加了，使工程地质条件大为恶化。 实践证明，岩石风化是地壳表层大陆化时期较为普遍的动力地质作用，它与工程选址布局、岩(土)体稳定、地基处理、施工方法、施工期限、工程造价等关系极为密切。当在岩石风化强烈、风化深度较大的地区建筑大型工程(如高坝)时，不得不采取大量的挖方措施，清除(部分或全部)风化岩石，将大坝基础置于稳定可靠的基岩之上，或者进行加固或防渗处理。这样必然大大增加造价，又延误工期。有时采取降低工程设计规模，以便与地基状态相适应。如安徽省青弋江陈村水库，其坝基为志留系砂页岩，原拟100m高的混凝土重力坝建在新鲜岩石之上。后因风化壳很厚，开挖及回填工程均较大，经方案的技术，经济比较后，将坝高降低到75m，并以风化岩石为坝基。许多道路及露天矿采坑边坡变形破坏往往与岩石风化有关。如河北省迁安县大石河露天铁矿采坑，由黑云母斜长片麻岩组成，采矿过程中发生多处边坡崩滑，其中规模较大、变形体高达20m以上者，多为强烈风化岩石。在某些花岗岩地区修建地下洞室时，因对岩石风化估计不足而发生洞口坍塌，造成人身事故，又延误工期。风化也使某些作为建筑材料的岩石适用性下降。所以，在工程地质勘察中，岩石风化的研究常是重要的课题之一。
为工程建设而进行的岩石风化工程地质研究的目的有以下几点；①根据岩石风化的程度及其空间分布，选择最适于修建建筑物的位址，对各种工程建筑物进行合理布局；②根据风化岩石的物理力学性质与建筑物类型、等级、荷载性质及大小的适应性，确定地基中需要挖除的风化岩石的厚度，即确定合理的建基面高程；③根据岩石风化速度、风化程度及各风化带岩石的物理力学性质，确定基坑、路堑、船闸及露天矿采坑合理的稳定边坡角；④根据风化产物的特性(破碎程度、坚固性等)及场地工程地质条件，选择地下洞室施工开挖的设备和方法，确定对已风化岩石的处理措施；⑤根据岩石风化速度、风化营力、风化作用类型及影响岩石风化的因素等，确定基坑、路堑保持开敞状态的安全期限，选择防止岩石风化的措施。
第二节 影响岩石风化的因素
本节概述
岩石风化程度及速度，风化壳厚度及风化产物的性质，不仅在不同地区有所不同，即使在同一地区，甚至在同一建筑场地的一定范围内也有明显的差异。这是由于气候、岩性、地质构造、地形，水文地质条件等因素的影响所致。所以，岩石风化是多种因素综合作用的复杂过程。
一、气候的影响
气候是控制风化营力的性质及强度的主要因素。反映气候特点的气象要素很多，其中对岩石风化影响较大的主要是温度和雨量。在昼夜温差及冷热更替频率较大的地区，有利于物理风化作用。温度的高低，不仅直接影响岩石热胀冷缩和水的物理状态，而且对矿物在水中的溶解度、生物的新陈代谢、各种水溶液的浓度和化学反应的速度都有很大的影响。降雨为
岩石化学风化提供了必需的水溶液，降雨量大小控制着风化营力的性质和强度，影响风化作用的类型及岩石风化的速度。在降雨量小而蒸发量大的干旱地区，即使易溶解矿物，亦因溶液易达饱和而不能完全溶解，从而限制了元素的迁移，影响岩石的彻底风化。在潮湿多雨地区，风化营力得以不断补充，又有利于生物的繁殖，岩石风化程度较强，风化速度较快，风化深度亦较大。 由温度、降雨量等要素组成的气候类型是很复杂的，不同气候条件下风化作用的类型和强度、风化产物的性质等均不相同。我国地域辽阔，地势复杂，气候类型较多，既有受纬度控制的区域性气候带，也有因地势及其它因素控制的局部性气候带，因而受气候控制的岩石风化作用也具有区域分带现象。从工程建筑来看，应以湿热气候区的岩石风化问题作为研究重点。
二、岩性的影响
岩石的抗风化能力与其形成环境、矿物成分及结构构造关系极为密切。
如前所述，岩石风化发生于地壳表层，当成岩环境与地表环境差异愈大时，原岩风化变异愈强烈，即岩石的抗风化能力愈弱。 岩石抗风化能力的大小，主要决定于组成岩石的矿物成分。不同矿物具有不同的结晶格架，由其化学活泼性所决定的抗风化能力亦不相同。在地表环境下，常见造岩矿物的抗风能力是不同的，其相对稳定性如表5－1所示。一般情况下，矿物在风化过程中的稳定性由大到小的顺序是:氧化物>硅酸盐>碳酸盐和硫化物。当岩石中不稳定矿物含量较多时，其抗风化能力较弱；相反，当岩石中含稳定和极稳定矿物较多时，其抗风化能力较强。
一般认为:岩浆岩矿物在风化环境中的稳定性顺序，恰与其在鲍文反应系列中的顺序相反。因此，岩浆岩抗风化能力由大到小的顺序是:酸性岩(花岗岩)>中性岩(闪长岩、安山岩)>基性岩(玄武岩)>超基性岩(橄榄岩)。
表5－1 常见造岩矿物的抗风化稳定性
相对稳定性 造岩矿物
极稳定 稳定 不大稳定 不稳定
石英
白云母，正长石、微斜长石、酸性斜长石
普通角闪石、辉石类
基性斜长石、碱性角闪石、黑云母、普通辉石、橄榄石、
海绿石。黄铁矿、方解石，白云石、石膏，盐岩
上述稳定性系列也适用于变质作用成因的同样的矿物。因而，在一般情况下，变质岩的抗风化能力从大到小的顺序是。浅变质岩>中等变质岩>深变质岩。 大多数沉积岩是由前一旋回的风化产物组成的，在其成岩过程中可能只受到较轻微的变质和改造，它的形成环境比岩浆岩、变质岩更接近地表。一般说沉积岩的抗风化能力比岩浆岩及变质岩高，最终的化学变化较小。但是沉积岩的风化问题比较复杂，其主要矿物是前一旋回的风化次生矿物，如粘土矿物、绿泥石、石英及钙-镁碳酸盐。这些矿物颗粒大都极细，比表面积大，因表面效应较强，易遭水化、水解及淋滤作用，以恢复它们对新环境的平衡关系。实践证明:沉积岩中的粘土岩，页岩、粉砂质粘土岩、粘土质粉砂岩等风化厚度虽不大，但风化速度却很快。
组成地壳的岩石是极为复杂的，为工程建筑进行的风化作用的研究，应以岩浆岩、变质岩(深的)、粘土质类岩石为主。在研究岩石风化速度时，尤应以粘土质类岩石(粘土岩、页岩、粉砂质粘土岩及各种泥质胶结的砂岩)为主。
组成岩石的化学成分对抗风化能力也有很太影响，岩石中含K、Na、Li、Cl等元素较
多者，因其化学活动性较强，经化学风化后易脱离母岩随水流失。岩石中Fe、Al、Si、Ti等元素的化学稳定性较好，经化学风化后易残留原地。即使同一元素，其所组成的化合物不同时，岩石的抗风化能力也不同，如方解石中的含Ca化合物易风化解体，而斜长石中的含Ca化合物却比较稳定。
岩石的抗风化能力不仅决定于其矿物成分和化学成分的活泼性，同时也决定于岩石的结构。单矿岩(如石英岩)的颜色、导热性较均一，在外界因素作用下胀缩性基本一致，不易，形成过大的应力而引起岩石的破坏，故其抗风化能力较强；而复矿岩的成分复杂，矿物的导热性、胀缩性各不相同，易形成过大的应力而引起岩石的破坏，故其抗风化能力较弱。 当矿物成分相同时，等粒结构岩石比不等粒结构岩石的抗风化能力强，原因是等粒结构岩石的胀缩性比不等粒结构岩石的胀缩性均一所致。
细粒结晶结构岩石受温度变化的影响较小，颗粒比表面积大，连结力较强，晶粒间的空隙较小，水、气等风化营力难以通过，其抗风化能力比成分相近的粗粒结构岩石强。 成分相近的碎屑沉积岩的抗风化能力与胶结物性质有关，泥、钙质胶结者比硅质胶结的岩石抗风化能力弱。
自然界岩石的矿物成分、化学成分和结构构造十分复杂，其抗风化能力各不相同。当抗风化能力不同的岩石呈相间分布时，就会形成风化深度不等的差异风化(图5－1)。
图5－1 岩性不同导致的差异风化
1－强风化岩体及其底板界线；2－弱风化岩体及其底板界线；3－微风化和新鲜岩体；4－
岩脉；5－化岗-闪长岩
三、地质构造的影响 在成岩过程，地壳运动及其它次生作用下，使岩体内部形成了极为复杂的软弱结构面网络。这些不同成因的软弱结构面包括:断层、节埋、劈理，片理、片麻理、层理、沉积间断面、侵入体与围岩的接触面、岩浆岩的流面等等，它们构成了风化营力(水、气等)侵袭岩石的入侵之门和深入岩体内部的良好通道，对加深及加速岩石的风化起了有力的促进作用。 当结构面网络较均一，岩性及其它条件相同时，风化壳底界虽有起伏，但相差不大，变化仅在数米之内，并大致与地面平行。在裂隙密集带、断层破碎带，特别是不同方向的断裂交汇处，岩石的风化深度较大，风化壳底界起伏较大，一般大于10余米，大者可达数十米，形成宽度不大而深度较大的所谓风化囊(图5－2)。如三峡水利枢纽三斗坪、太平溪等坝段的河漫滩部位，于古老结晶岩中发现风化囊多处，其弱风化带底界比周围低20m以上，其延伸长度数十米至数日米不等。
图5－2 囊状风化
1－糜棱岩和角砾岩；2－碎裂岩；3－强风化岩及其底板界线；4－弱风化岩及其底板界线；
5－微风化和新鲜岩体
深度较大的囊状风化，当其强度较低或渗透性过大，不能满足工程的要求时，则处理工程较为复杂。因此，为工程建筑的目的所进行的岩石风化研究，对囊状风化发育情况尤应注意。
软弱结构面的组合特点控制着岩石风化产物的形状。被三组以上软弱面切割的岩体，风化营力沿软弱结构面发生作用，促使岩体解体，风化产物呈块状或棱角圆化的椭球状及球状，叫做球状风化。这种类型常见于岩浆岩及厚层砂层中。被两组软弱结构面切割的岩体，风化产物多呈柱状或针状。这种情况在我国分布较广的志留系页岩中多见之。一组软弱结构画极为发育的岩体，风化产物多呈板状或片状，在板岩、千枚岩、片岩、页岩分布区多见之。 四、地质地貌的影响
五、其他因素的影响
第三节 风化壳的垂直分带
一、分带的实际意义
在风化壳铅直剖面上，从上到下岩石的风化程度是不同的，其物理力学性质也不相同，因而对建筑物的适应能力不一样。
对重型建筑物地基来说，当风化壳厚度不大时，可将全部风化岩石清除，使建筑物基础砌置在新鲜基岩上。这时勘察的主要任务是确定风化壳的厚度及空间分布；当风化壳厚度较大时，全部挖除风化岩石，既不经济，又无必要，有时技术上也存在一定困难。当工程规模未定时，可以根据风化程度不同的岩石特征，来确定与其相适应的工程规模；当工程规模已定时，可根据工程建筑对地基的要求，确定对风化岩石清除的深度，即确定合理的建基面高程。
地下洞室通过不同风化程度的岩石时，围岩的自稳能力、变形破坏的方式及稳定性的评
价方法，洞室的施工方法及处理措施等都是不同的。 由风化程度不同的岩石组成的天然斜坡，其稳定坡高或坡角是不同的。在风化程度不同的岩石中的深挖边坡(露天采坑、道路、船闸等)，为了工程的安全稳定与经济合理，需根据风化程度不同的岩石的性质和厚度，分别设计其合理的边坡角。
总之，对整个风化壳剖面按照岩石风化程度不同进行分带，以便区别对待，这对于建筑场地的选择、工程设计、施工和处理等都是十分必要的。 二、分带的可能性
一般说来，除了由于断裂发育、岩性差异等所形成的囊状风化和夹层风化外，岩石的风化程度总是在地表比较强烈，从地表向下至岩体内部，风化程度逐渐变得微弱，直至新鲜基。 在保留完整的风化剖面上，风化程度不同的岩石是逐渐过渡的，其间并不像地层岩性那样，存在着较为清晰和确切的地质界面(线)。但在整个风化剖面上，地表为松软土，下部为新鲜基岩，从上到下存在着性质迥然不同的岩石。据研究，这是由于以下原因造成的: (1)不同深度的岩石与风化营力接触的时间不同 风化营力多是由表及里的。因此，上部岩石总是与风化营力首先接触。当风化作用经历某一时间后，岩石已经发生了一定程度的变化，而地表以下的岩石可能刚与风化营力接触，开始发生风化；而埋藏更深的岩石，可能尚未与风化营力接触，仍保持原岩状态。从地质历史来看，地表的岩石与风化营力接触的时间比其下部岩石长，故其风化程度比下部岩石深。
(2)风化营力的作用存在分带性 据研究，在潮湿温暖的气候条件下，硅酸盐的风化由开始到最终起主要化学作用的依次为:水化→淋滤→水解→氧化。因此，在风化壳剖面上，从上到下主要化学作用带依次为:氧化带→水解带→淋滤带→水化带。各带岩石的风化程度不同而显示其天然分带性。
(3)矿物的风化具有显著的阶段性一般说来，一种原生矿物风化后，形成与风化环境相适应的最终产物都不是直接完成的，而是通过一些中间阶段，形成一些过渡性矿物后才能实现的。如主要硅酸盐矿物风化转变的一般阶段是:钾长石→绢云母→水云母→高岭石；辉石→角闪石→绿泥石→水绿泥石→蒙脱石→多水高岭石→高岭石；黑云母→蛭石→蒙脱石→高岭石。因此，在整个风化壳剖面上，因矿物的组合不同而显示其天然分带性。
以上说明：在整个风化壳剖面上，虽然风化程度不同的岩石是逐渐过渡的，但进行工程地质分带是可能的。 三、风带的原则
四、风带的标志及各风化带岩石特征
五、分带的方法
风化壳分带的方法随工程建筑要求及勘测阶段而定，如初勘时以定性标志为主；详勘肘以定量标志为主，同时考虑定性标志。在考虑定量指标时，有的采用相对值，试图应用于各种岩石；有的采用绝对值，以便直接应用于工程设计。目前进行风化壳分带的方法主要有以下几种：
表5－2 岩石风化壳分带及各带基本特征
风化 岩体破碎特
岩石颜色 矿物成分 物理力学性质 声速特性 其他特征 分点 带
剧 风 化 带
强 风 化 带
除石英外，其余矿物多已变异，
原岩完全
形成绿泥
变色，常呈
石、滑石、
黄褐、棕
石膏、盐类
红、红色
及粘土矿物等次生矿物 除石英外大部分矿
大部变色，物均已变岩块中心异，仅岩快部分尚较中心变异新鲜 较轻，次生
矿物广泛出现 岩体表面及裂隙面大部分变色，断口颜色，仍较新鲜
沿裂隙面矿物变异明显，有次生矿物出现
程土状，或粘性土夹碎屑，结构已彻底改变，有时外观保持原岩状态
强度很低，侵水能崩解，压缩性能增大，手指可捏碎 纵波声速值低，声速曲线摆动小
锤击声哑 锹镐可挖动
弱 风 化 带
物理力学性质不大均一，强
岩体强烈破度较低，岩块碎，呈岩块、单轴抗压强度岩屑、时夹小于原岩的粘性土 1/3，风化较深
的岩块手可压碎
岩体一般完好，原岩结
力学性质较愿
构构造清
岩低，单轴抗
晰，风化裂
压强度为原岩
隙尚发育，
的1/3—2/3
时夹少量岩屑
纵波声速值较低，声速曲线摆动较大
锤击声哑 锹镐可挖偶须爆破
纵波声速值较高，声速曲线摆动较大
锤击声不够清脆，须爆破开挖
微
风 化 带
仅沿裂隙面颜色略有改变
仅沿裂隙面有矿物岩体完整性轻微变异，较好，风化并有铁质、裂隙少见 钙质薄膜
与原岩相差无几
纵波声速值高，声速曲线摆动小
锤击声清脆，须爆破开挖
1.地质分析法
该法属定性分析法，通过各种勘察手段，观测风化岩石的颜色、破碎程度、坚固性、矿物成分等方面的变化特点为主，兼以开凿岩体的难易程度及锤击声的音响特点等鉴别岩体的风化程度，根据现场观测及实践经验确定风化等级界限。该法适于初勘阶段，在生产中已积累了较丰富的经验，但有较大的人为性。 2.指标定量法
通过现场和室内实验，实测风化岩石的物理力学性质指标，结合地质分析法，给出各风化带试验指标的区间值，确定风化剖面上可能作为分带界线的试验点。该法仍需经验，亦有人为因素的影响。实践中有用单项指标值进行分带，也有采用多项指标综合进行分带。具体方法较多，仪介绍以下几种:
(1)风化系数法 水电部成都水电勘测设计院建议用下式进行风化壳分带:
(5－1)
(5－2)
(5－3)
(5－4)
表5－3 按风化系数进行风化壳分带 风化分带 风化系数Kv 强度降低%
≤0.2 >80 全风化岩石
0.2—0.4 60—80 强风化岩石
0.4—0.75 25—60 半风化岩石
0.75—0.90 10—25 若风化岩石
0.90—1.0 0—25 新鲜岩石（包括微风
化）
式中：Ky为风化系数；
、
、
分别为孔隙率系数、吸水率系数、强度系数；n、
ω、R分别为孔隙率、吸水率、单轴抗压强度；符号中的下角标1、2分别为新鲜岩和风化岩石。根据风化系数按表5－3标准进行分带。该法适用于各种岩石的风化壳分带。
(2)声波测试法 岩石风化后其声波传播速度比原岩慢。据声波在风化程度不同的岩体中传播速度及波速随深度变化曲线的形态不同，可以作为风化壳分带的依据。如某坝址地基为前震旦纪结晶岩，经大量声波测井工作，测得不同风化带纵波速度如表5－4所示。声波速度随深度变化曲线的形态，在不同风化带内是不同的(图5－3)。如在剧风化带，纵波速度低，其变幅亦较小；在强风化带中，纵波速度中等，其变幅较大；在弱风化带中，纵波速度较大，其变幅亦较大；在微风化带中，纵波速度大，其变幅较小。
表5－4 结晶岩各风化带的纵波速度 风化壳分带 纵波速度Vp(m／s) 剧风化带 1000－2000 强风化带 2000－3000 弱风化带 2500－5000 微风化带 5000－6000
当岩性、构造及水文地质条件较简单时，利用声波法进行风化壳分带效果较好。当岩性及构造等条件比较复杂时，要在掌握工程地质条件的基础上，参考其他标志，才能获得满意的效果。
(3)抗拉强度指数法 日本的木宫-帮等，开始了对点荷载试验用于划分岩石风化带的探索。他们发现:通过点荷载试验测定的岩石抗拉强度与岩石的风化；程度是相互对应的，并提出用岩石抗拉强度指数B。作为岩石风化分带的指标:
(5－5)
式中
为风化岩石点荷载试验抗拉强度。木宫一帮通过野外观察和试验研究，对日本
值不同进行了风化分带(表5－5)。
三河高原早白垩世武节花岗岩按
图5－３ 各风化带声速曲线形态特征 表5－5 花岗岩风化带抗拉强度指数
据(木宫一帮)
岩石特征 平均值 中值 标准差
范围
最大 最小
Ⅶ 土壤
-1.47 -1.50 0.23 -1.0-1.72 Ⅵ及Ⅴ 风化砂
3
Ⅳ -0.20 0.18 0.35 0.46 -0.66 风化花岗岩 Ⅲ 0.75 0.77 0.36 1.50 0.00 Ⅱ 1.70 1.69 0.23 2.17 1.17 花岗岩 Ⅰ 2.00 2.07 0.21 2.39 1.47 除了以上两类方法外，近年来有人提出了采用数理统计学的方差分析理论，来探讨风化壳分带的定量评价方法。其主要优点是能够根据一定地质条件和工程要求，确定风化壳分带的最优界限，它较好地处理了风化壳分带界限的模糊性，更好地避免了人为因素的影响。
风化分带
第四节 防治岩石风化的措施
本节概述
为制定防治岩石风化的正确措施，首先必须查明建筑场地影响岩石风化的主要地质营力、风化作用的类型、岩石风化速度、风化先壳垂直分带及其空间分布、各风化带岩石的物理力学性质，同时必须了解建筑物的类型、规模及其对地质体的要求。
防治岩石风化的措施一般包括两个方面:一是对已风化产物的含理利用与处理；二是防止岩石进一步风化。现简要介绍如下： 一、对风化岩石的处理措施
当风化壳厚度较小(如数米之内)，施工条件简单时，可将风化岩石全部挖除，使重型建筑物基础砌置在稳妥可靠的新鲜基岩上。
当风化壳厚度较大，如10余米、几十米以上时，处理措施应视具体条件而定。对于荷载不大，对地基要求不高的建筑物，如一般工业民用建筑物，强风化带甚至剧风化带亦能满足要求时，根本不用挖除，必须选择合理的基础砌置深度。对于重型建筑物，特别是重型水工建筑物，对地基岩体稳定要求较高，其挖除深度应视建筑物类型、规模及风化岩石的物理力学性质而定，需要挖除的只是那些物理力学性质变得足以威胁到建筑物稳定的风化岩石。如我国三峡水利枢纽，大坝选在强度较高的前震旦系结晶岩上，根据巨型大坝的要求，经多年反复研究，在弱风化带内部以声波纵速为4000m／s为界分为上下两带，弱风化带上带及其以上的剧、强风化带需要挖除，将大坝基础砌置于弱风化带下带的顶部。
当风化壳厚度虽较大，但经处理后在经济上和效果上反比挖除合理时，则不必挖除。如地基强度不能满足要求，可用锚杆或水泥灌浆加固，以加强地基岩体的完整性和坚固性。若为水工建筑物地基防渗重求，则可用水泥、沥青。粘土等材料进行防渗帷幕灌浆处理。 当地基存在囊状风化，且其深度不大时，在可能条件下可将其挖除。当囊状风化深度较大时，应视具体条件或用混凝土盖板跨越，或进行加固处理。
开凿于剧强风化带中的边坡和地下洞室，应进行支挡、加固、防排水等措施，以保证施工及应用期间边坡岩体及洞室围岩的稳定性。 二、预防岩石风化的措施
大部分岩石经风化后，改变了原岩的物理力学性质，形成巨厚的风化壳。这是在地质历史时期发生的结果，其速度一般较慢，在工程使用期限内不致显著降低岩体的稳定性。但是有的岩石，如粘土岩及含粘土质的岩石风化速度较快，它们一旦出露，经数日甚至数分钟就开始出现风化裂隙，经数年甚至数月原岩性质就会发生显著变异。对于施工前能满足建筑物要求，但在工程使用期限内因风化而不能满足建筑物要求的岩石，甚至在施工开挖过程中易于风化的岩石，必须采取预防岩石风化的措施。
预防岩石风化的基本指导思想是:通过人工处理后，使风化营力与被保护岩石隔离，以使岩石免遭继续风化；降低风化营力的强度，以减慢岩石的风化速度。例如为防止因温度变化而引起的物理风化，可在被保护岩石表面用粘性土或砂土铺盖，其厚度应超过该地区年温度影响深度5－10cm。一般说用亚粘土作铺盖材料时效果较好，它既可防止气温变化的影响，又因其渗透性微弱可防止气液的侵入。若是防止水和空气侵入岩体，可用水泥、沥青、粘土等材料涂抹被保护岩石的表面，或用灌浆充填岩石空隙。
在国外曾采用各种化学材料浸透岩石，使之充填岩石空隙，或在空隙壁形成保护薄膜，以防止风化营力与岩石直接接触。有的采用化学材料中和风化营力，使其风化能力降低。这些方法由于费用昂贵，技术又较复杂，目前我国尚未普及推广。 当以风化速度较快的岩石作地基时，基坑开挖至设计高程后，须立即浇注基础，回填闭。有时基坑开挖未达设计高程前，根据岩石的风化速度，预留一定的岩石厚度，待浇注基础工作准备妥当后，再全段面挖至设计高程，然后迅速回填封闭:或分段开挖，分段回填。这些措施均能达到防止岩石风化的目的。
本章小结
本章主要介绍了有关岩石风化的基本概念，影响岩石风化因素，风化壳及分带标志和方法，岩石风化防护措施。重点掌握风化壳及分带标志和方法。 1、基本概念
岩石风化的类型：物理风化、化学风化和生物风化。 风化壳：遭受风化的岩石圈表层。 2、影响岩石风化的因素？
(1)气候因素 ■ 温度
● 温差大、冷热变化频率快：有利于物理风化 ● 温度高：有利于化学风化 ■ 降雨(湿度)
● 降雨量大：有利于化学及生物风化 (2)岩性
■ 矿物成分：抗风化能力
● 氧化物>硅酸盐>碳酸盐和硫化物 ● 最稳定的造岩矿物：石英
● 岩浆岩：酸性岩>中性岩>基性岩>超基性岩 ● 变质岩：浅变质岩>中等变质岩>深变质岩 ● 沉积岩：抗风化能力>岩浆岩、变质岩 ■ 化学成分：
● 活动性强的元素：K、Na等 ● 活动性弱的元素：Fe、Al、Si等
● 同一种元素，所组成的化合物不同，岩石的抗风化能力也不同 ■ 结构特点
● 单一矿物组成的岩石抗风化能力较强：单矿岩>复矿岩 ● 矿物成分相同：等粒结构>不等粒结构 ● 单粒结构岩石抗风化能力较强 ● Si质胶结>Ca质胶结>泥质胶结
(3)地质结构：断层、层面、节理、沉积间断面、侵入岩与围岩接触面等 ● 断层带(裂隙密集带)：囊状风化 ● 层理面：差异风化—崩塌等 ● 节理、裂缝面：球形风化 (4)地形 ■ 高度
● 海拔高地区：以物理风化为主 ● 海拔低地区：化学风化速度较快 ■ 坡度
● 陡坡地段：风化速度较大，风化壳较薄 ● 缓坡地段：风化速度较慢，风化壳较厚 (5)其它因素 ■ 地壳运动
● 强烈上升期：风化速度快，风化壳厚度不大 ● 稳定期：风化彻底，风化壳厚度大 ■ 人类活动
● 人工开挖基坑、边坡、隧洞、砍伐森林等 3、岩石风化的分带标志 (1)颜色
● 风化岩石在外观上表现出颜色的差异
(2)破碎程度：风化程度越深，原岩破碎程度愈大
● 从深部完整新鲜岩石至地表：岩块→块石→碎石→砂粒→粉粘粒
● 总体上：上部以粉粘粒为主，夹砂粒、碎石；下部以块石、碎石为主，裂缝中夹粉粘粒 、砂粒
(3)矿物成分变化：不同风化带、矿物组合特点不同
● 剧风化带：除石英外，大部分矿物已经变异，形成稳定的矿物，如粘土矿物 ● 弱、微风化带：矿物变异主要发生在块石裂缝周围，形成薄膜 (4)水理性质及物理力学性质的变化 由上至下：
●孔隙性、压缩性由大变小 ●吸水性由强→弱 ● 波速由小→大 ●强度由低→高
强化练习
1、岩石风化的类型 2、风化壳的概念
3、影响岩石风化的因素？ 4、岩石风化的分带标志
参考答案
1、岩石风化的类型有物理风化、化学风化和生物风化。 2、风化壳：遭受风化的岩石圈表层。 3、
(1)气候因素 ■ 温度
● 温差大、冷热变化频率快：有利于物理风化 ● 温度高：有利于化学风化 ■ 降雨(湿度)
● 降雨量大：有利于化学及生物风化 (2)岩性
■ 矿物成分：抗风化能力
● 氧化物>硅酸盐>碳酸盐和硫化物 ● 最稳定的造岩矿物：石英
● 岩浆岩：酸性岩>中性岩>基性岩>超基性岩 ● 变质岩：浅变质岩>中等变质岩>深变质岩 ● 沉积岩：抗风化能力>岩浆岩、变质岩 ■ 化学成分：
● 活动性强的元素：K、Na等 ● 活动性弱的元素：Fe、Al、Si等
● 同一种元素，所组成的化合物不同，岩石的抗风化能力也不同 ■ 结构特点
● 单一矿物组成的岩石抗风化能力较强：单矿岩>复矿岩 ● 矿物成分相同：等粒结构>不等粒结构 ● 单粒结构岩石抗风化能力较强 ● Si质胶结>Ca质胶结>泥质胶结
(3)地质结构：断层、层面、节理、沉积间断面、侵入岩与围岩接触面等 ● 断层带(裂隙密集带)：囊状风化
● 层理面：差异风化—崩塌等 ● 节理、裂缝面：球形风化 (4)地形 ■ 高度
● 海拔高地区：以物理风化为主 ● 海拔低地区：化学风化速度较快 ■ 坡度
● 陡坡地段：风化速度较大，风化壳较薄 ● 缓坡地段：风化速度较慢，风化壳较厚 (5)其它因素 ■ 地壳运动
● 强烈上升期：风化速度快，风化壳厚度不大 ● 稳定期：风化彻底，风化壳厚度大 ■ 人类活动
● 人工开挖基坑、边坡、隧洞、砍伐森林等 4、 (1)颜色
● 风化岩石在外观上表现出颜色的差异
(2)破碎程度：风化程度越深，原岩破碎程度愈大
● 从深部完整新鲜岩石至地表：岩块→块石→碎石→砂粒→粉粘粒
● 总体上：上部以粉粘粒为主，夹砂粒、碎石；下部以块石、碎石为主，裂缝中夹粉粘粒 、砂粒
(3)矿物成分变化：不同风化带、矿物组合特点不同
● 剧风化带：除石英外，大部分矿物已经变异，形成稳定的矿物，如粘土矿物 ● 弱、微风化带：矿物变异主要发生在块石裂缝周围，形成薄膜 (4)水理性质及物理力学性质的变化 由上至下：
●孔隙性、压缩性由大变小 ●吸水性由强→弱 ●波速由小→大 ● 强度由低→高
第九章 诱发地震工程地质研究
本章概述
介绍诱发地震的类型，水诱发机制，水库诱发地震发生的地质背景条件，水库诱发地震的基本特征，诱发地震的工程地质研究及预测。
重难点
掌握水库诱发地震的水诱发机制，理解天然构造应力场条件下水库诱发地震的机制。
第一节 概 述
诱发地震系指由于人类工程活动而导致的地震活动(Human Activity-induced
seis-micity)。在人类工程活动引起的地震事例中，多数是由于水库蓄水所引起的，称为水库诱发地震(Reservoir induced seismicity)。近年来，愈来愈多的实例及研究成果表明，一些与水库兴建并无直接关系或完全无关的人类工程活动，例如向地下深部注液或抽液、岩溶塌陷、地下采矿场的顶板冒落以及地下核试验等活动，都可能引起一定强度的地震活动。虽然各种成因的地震活动在发震机制上各有其特点，但归根结蒂都与人类对自然环境的改造过程有关。在诱发地震震例中，数量最多，震级最高，破坏较严重的地震活动仍属水库诱发地震。因此本章仍将以水库地震作为论述重点。
表9－1 世界水库地震分布情况
国名 发震水库国名 发震水库国名 发震水库数
数 数 23 3 1 美 国 法 国 阿尔及利15 3 1 中 国 巴基斯坦 亚 11 3 1 印 度 希 腊 加 纳 7 3 1 西 班 加 拿 埃 及 5 2 1 牙 大 土 耳 4 2 1 苏 联 南斯拉夫 其 4 2 1 意 大 新 西 阿扎尼亚 4 1 1 利 兰 奥 地
1 瑞 士 日 本 利
澳大利亚 费 比 伊 朗
亚 乌 干 埃塞俄比达 亚
到目前为止，世界上已建成的水库有10万余座。据不完全统计，其中有102座水库在库区特定地段诱发了地震活动。这些发震水库大致分布在地界上25个国家内。由于我图和美国建成的水库最多，发震水库所占比重也最大(见表9－1)。发震水库的分布情况为：位于阿尔卑斯－地中海地震带26个，环太平洋地震带8个，占发震水库总数的33％，其余的68座水库散布于北美、北欧、南亚的历史上无震或仅有微震活动的“平静区”。 对于诱发地震的认识是从水库诱发地震开始的。最早发现的震例是希腊马拉松水库，该水库坝高63m，库容4.1×107m3。库区位于新生代褶皱带，岩性以花岗岩和片麻岩为主，正断层、平移断层发育，历史上为多震区。水库于1929年l0月开始蓄水，1931年库区地震活动增强，震中分布于水库周围，1938年发生了5.0级地震。另一个早期出现的重要震例是美国的胡佛坝即米德湖。该水库坝高221m，库容3.75×1010m3。库区位于卡耳维拉断陷盆地
的边，缘，岩性为片麻岩、第三系火山岩及砂岩、灰岩等，有温泉出露。水库于l935年开始蓄水，1936年9月库水深达100m以上时发生主震，震级5.0级，震源机制为走滑型。自1936年－l945年，地震达6000余次，震中分布在距水库32km范围内并沿断裂带分布。震源深度4—6km，个别达9km。该水库地震活动一直持续到70年代。
60年代以来，由于不少高坝和大型水库相继建成和蓄水，一些大型水库出现了6级以上的强烈地震，对大坝和附近建筑物造成破坏，并招致生命财产的重大损失。
1962年3月18日我国广东省的新丰江水库发生了6.1级地震。l963年9月23日，位于非洲赞比亚－津巴布韦边界上的卡里巴水库(世界最大的人工湖)也发生6.1级地震。1966年2月5日希腊科里马斯塔水库发生6.3级地震。l967年l2月l0日印度西部大陆的科伊纳水库在一系列前震后，发生了6.5级强震，创造了世界上水库地震的最高震级，主震后的余震活动延续到1974年，出现4级以上地震37次。 水库地震的破坏后果是严重的。它引起的直接灾害是大坝及震中地区建筑物的破坏和人类生命财产的损失。其间接灾害包括水库枢纽运转功能失效，库水下泻、冲刷和淹没下游城镇和农田，发电、航运系统中断，水库放空所带来的水库效益的亏损等一系列严重后果。 人类活动所诱发的地震活动能达到6级以上的破坏性震级，又常发生在水库大坝附近，这一严峻事实引起了世界上许多地震、地质学者们的重视，自60年代以来开展了一系列的研究工作，逐步明确了诱发地震与人类活动的关系，一批研究战果陆续问世。l975年在加拿大召开了第一届国际诱发地震会议，研讨诱发机制等课题。随后，由印度学者H.K.古普塔和B.K.拉斯托吉编写的《水坝与地震》一书于l976年出版。该书以剖析印度柯依纳水库地震为主，系统地论述了世界上30处发震水库的地质、水文和地震活动概况。l981年中国地震学会在武汉召开了全国诱发地震座谈会，交流研究成果。l984年出版的《中国诱发地震》一书，概括了60年代以来我国的重要研究成果。 与水库地震研究工作的同时，由其它形式的人类工程活动所引起的地震现象也引起了有关学者的关注。早在60年代已发现向地下深部注液可能诱发地震。最著名的事例是美国科罗拉多州丹佛市洛矶山军火工厂的一口深3671m化学废液处理井的注液活动所引起的地震(图9－1)。1962年3月8日开始向井底部(3649－3671m)的前寒武系高裂隙化花岗片麻岩中注液，该裂隙岩层中含承压水，水位距地面900m。注液过程可分为五个压力阶段：第一阶
３
段自l962年3月到l963年9月30日止，月平均注液量22.7×10m3，井口压力为50bar；第四
３
阶段自1964年8月至1965年4月6日以重力流方式月平均注液量为7.5×10m3；第五阶段在井口压力50－80bar条件下，月平均注液量为21.7×103m3(图9－lb)。自1962年4月起，在注液井附近地区陆续出现了包括一些强震在内的微震群，地震频率与井口压力及注液量正相关并在第五阶段达到高峰。停止注液后，l966年初地震频率降低，但地震活动并未停止，l967年内地震频率反而有所增加，出现了三次5－5.2级地震，地震活动一直延续到l970年。在l966年由密集L型地震计台阵测定的震中分布区位于通过处理井的长8km、宽2km的北西向条带上。震源深度4.5－5.5km，与注液深度接近。
图9－1 美国科罗拉多州洛矶山丹佛Arsenal处理井示意图
a－Arsenal处理开地质条件 b－五个特征时段中废液注入率与地震频率的关系 类似的实例还有美国兰吉利油田和中国任丘油田，由于采油驱动式油田注水而分别产生了3.5及3.3级地震；美国纽约代尔由于水力采盐，中国武昌由于高压注水都产生了2－3级的有感地震。
由地下核试验可以触发相当规模的地震活动。美国内华达试验场在一次1.1×106tT.N.T.当量的核爆炸后，纪录到几千次余震，震动深度可达7km，震级不超过5级。而在这之前的一次地下核试验中曾出现过6.3级地震。对余震进行分析的结果表明，震因是由于核爆炸的震动波引起天然构造应力释放的结果。
以上实例对说明诱发地震的机制有重要启发。它表明在人类活动改变了孕震区的应力平衡状态的情况下，可能产生强度不同的地震效应。这一事实也为地震灾害的预防和人为控制的研究带来希望，它使得人类有可能利用人工诱震方式改变强烈地震区的发震时间表和发震强度，化大震为小震，从而缓和强烈地震的爆发，减轻地震的破坏性。
近年来，有些学者还注意到一些其它类型的诱发地震，如矿坑塌陷型地震、岩溶塌陷气爆型地震、滑坡崩塌型地震等。对这些不同成因类型的诱发地震的研究，有助于对诱发地震的正确预测和对地震灾害的准确估价。减少和避免人类在改造自然环境的活动中可能引起的负影响。
以下首先讨论诱发地震的基本类型及特征，然后着重论述水库诱发地震的基本特征，产
生诱发地震的地质条件，水库地震的诱发机制，最后论述诱发地震的研究原则。
第二节 诱发地震的成因分类及特征
本节概述
人类活动诱发的地震具有多种成因机制，其强度和破坏性有所不同，有必要通过成因分类加以区别，以利于对其危害性进行正确评价。我国一些地震地质学者对诱发地震的成因类型作了不少论述。这里，参照有关论点对诱发地震基本类型按成因机制作如下划分。 一、内动力地质因素诱发型
由于人类工程活动导致地壳上层(厚度数百米至数千公里，少数可达lOkm以上)局部范围内的内动力地质因素，如构造稳定性、地应力场或岩层的相变条件等发生变化，改变了某些地块的原有构造活动进程或地壳稳定性的明显变化所形成的地震活动。它包括以下类型: 1. 断裂活化型
在人类工程活动因素影响下，某些已停止活动的或活动性微弱的断裂带其活动性又加强，形变和能量积累速率加大，产生新的断裂错动而诱发地震。也有人称之为构造型诱发地震。由于水库蓄水、深井注水和抽液活动所诱发的地震多数属于此种类型。在诱发地震事例中所占比例最大。在多数情况下，诱发地震活动较当地天然地震活动在频率和强度上有增强的趋势，称为地震活动增强型。其震级较高，在已有震例中最高达6.5级。在少数实例中地震活动在人类工程活动因素的影响下反而减弱，称为地震活动减弱型。典型实例如巴基斯坦塔贝拉水库，该区原有地震活动，但水库蓄水后，地震活动的频率和强度相应减少，且与库水位负相关。类似实例还有美国的安德逊水库。该水库位于卡拉维拉斯断层带上，水库蓄水前，库区地震活动较强；蓄水后，在库区及附近形成10km的地震空区。据初步研究结果，这是由于孔隙水压力的提高使断层面上的有震动粘滑机制转化为无震动的稳滑机制所致。此后，1973年l0月3日在空区内发生了一次4.7级地震，震源深度4.8km，比该区天然地震震源深度小。显然，地震活动减弱现象与该区地质和水文地质条件的特殊性有关。 2. 热能型
这种类型主要出现于现代火山或高地热能地区，地震活动与地壳含热区或热异常区的热应力较高有关。这类诱发地震的储能体主要在地热能影响下变形，积累能量。当地表水库或人工注水向深部高热能区渗入时，水吸热增温而体积膨胀；特别是在深部岩体裂隙处于低压和高温条件下，渗入到裂隙中的水温提高到较低的临界温度以上时，产生汽化并导致裂隙压力增大和热迁移引起的热弹性应力集中。当应力和应变能的积累超过岩体破裂的极限强度时，将导致断块岩体破裂或断裂错动而产生地震活动。单一因素的热能型诱发地震震源体较小，震级较低，震源深度由深逐渐变浅；震中可以呈带状、点状或环状分布。在一些有温泉出露的地区出现诱发地震时，其诱发因素和地热能条件往往存在着一定关系。加拿大曼尼克3号水库和日本的上芦湖水库的诱发地震可能属于此类型。 3. 化学潜能型(岩矿相变型)
当地下存在某些特殊矿物组成的地层如硬石膏、硅石层或其它硅酸盐矿物组成的地层时，在水化作用下，岩矿相变，体积膨胀，结果使其上覆地层产生横向拉伸、破裂而诱发地震。阿尔及利亚的乌德福达水库地震可能属于此类型。该水库位于新生代褶皱带中，上部为裂隙灰岩，下部为石膏和岩盐层，构造岩溶发育。该区原无地震记载，水库蓄水一个月后出现频繁的小震，最大震级约5级。 二、外动力地质因素诱发型
由于人类活动改变了外动力地质作用条件，引起地壳表层(数百米深度内)局部范围内不良地质作用的活跃，导致岩体破裂或相对位移而伴生的地震现象(或称为外力型诱发地震)。
根据已发现的地震实例可分为以下类型: 1. 采矿诱发地震型
由于地下矿洞或采空区围岩变形、脆性破裂、顶板岩层冒落、塌陷等岩石碎裂作用，引起岩体应力和应变能的集中释放，并产生弹性波传播所形成的地震现象，简称矿震。其中以顶板崩塌型地震威胁最大。据山西大同煤矿资料，矿震主要发生在具有坚硬顶板的开采区，采空面积可达2－4×104m2，最大8－13×104m2；矿柱与采掘面积比α<30％；矿震发生前，顶板下沉速率急剧增加到85mm／d。因此，矿震震级与顶板岩层坚硬程度、采空区面积为正相关关系。
大同煤矿矿震特征是：①震中分布范围小，局限于采矿区范围内。②震源浅，大多数在开采水平以上(<300m)；震级小(Ms≤4)；烈度高，震中烈度可达Ⅶ度，井下烈度高于地面。③震型有主震型和震群型两类，并以主震型为主。采矿场围岩积累的大部分能量在主震中释放，主震后余震衰减很快(图10－2)。震群型则以多次相近的频度释放矿场围岩积累的能量(图9－3)。④矿震震相具有波形筒单、周期较大，面波清晰、衰减快等特征，与构造地震波形不同(图9－4)。⑤地震时，伴随声响和空气冲击波，对地下巷道可造成严重破坏。震中附近地表可能出现裂缝和沉陷区。
2. 岩溶塌陷气爆型
这种类型是外动力地质因素诱发地震的一种重要类型。在碳酸盐岩类分布地区，由于大型岩溶洞穴的自然塌陷或因暴雨或水库蓄水造成岩溶管道充水，洞穴中封闭的空气压缩而产生围岩爆裂，可导致中等强度的地震。随着在碳酸盐岩类地区水库工程数量的增加，岩溶塌陷气爆型诱发地震的震例也不断发现。据研究世界上69座发震水库中，震中区岩性为碳酸盐岩类的有32座，占总数46场；中国的14例中，属碳酸盐岩类的11座，占总数79％(图9－5a)。从碳酸盐岩地区水库地震强度的统计资料来看，主震震级的分布曲线出现两个峰值，一个在Ms=4.5－5.0范围内，另一个为Ms<3.0(图9－5b)。
由地质条件及发震成因分析表明:震级较大的属于断裂活化型诱发成因；震级较小的则与断裂活动无关，而与水库地区岩溶洞穴系统的分布密切相关，属于岩溶塌陷气爆型诱发成因。
产生岩溶塌陷气爆型地震的地质环境有以下特点:①碳酸盐岩类出露条件好，岩溶发育，具备明显的岩溶洞穴和管道连通系统。②震源一般位子厚度大而质纯的块状灰岩中，该岩体坚硬而具脆性破裂特性。③岩溶系统顶、底部有产状平缓之相对隔水层，对岩溶水向深部的渗漏具较强的限制作用。④区域断裂构造并不具有活动性，但往往控制着岩溶系统及暗河的发育。⑤有天然岩溶塌陷地震历史。 这类地震活动具有以下特征:①地震与库水位的相关性明显，滞后时间短，岩溶塌陷发震的敏感区被水淹没后随即有震。水库放空时，由库水位急剧下降而产生之地下水位高水力坡降和动水压力也可导致新的塌陷地震。当水位全面低于某一临界高程后，地震随即停止。因此，在连续暴雨季节，水库或地表水及地下水位急剧变化季节容易发震。②震级低，震源浅，震中烈度偏高，震感强。Ms2.0级地震烈度可达V度并造成轻微破坏，Ms1.0级地震就可以感到上下颤动，有声响。大多数地震震级在Ms3.0以下③多属单发性地震型，没有明显的前震，主震后有零星小震，但不构成余震系列。④地震往往在原地重复发生，没有明显的迁移，影响范围较小。
目前，对岩溶塌陷气爆型地震的机制有以下几种解释(参见图9－6)：①在水库或地表水体水位急剧上升的条件下，某些岩溶管道系统出口被迅速淹没，造成水和被封闭的气体在洞穴空间振荡，引起局部地段岩体突然爆裂，岩溶洞穴顶板塌落或围岩倒塌，并同时产生地震效应。②在长期高水位条件下，岩溶管道及围岩中饱和充水。当库水位或地面水体水位急剧下降时，由于管道内外排水速度不同，形成管道外高内低的水压力差，导致管道围岩坍塌。③由于大暴雨和库水或地表水位猛涨的同时作用，近库岸的岩溶管道中产生水击效应，促使管壁崩塌或爆裂。
我国贵州高原一带天然岩溶塌陷地震烈度最大可达Ⅵ度，震级均在Ms4.0左右。据此，岩溶塌陷气爆型诱发地震的极限震级可取Ms4.0，或取该地区最大的天然塌陷地震的震级。 3. 滑坡崩塌型
大型滑坡或山体崩塌一般均伴随一定程度的地震效应。这是由于斜坡岩体变形阶段所积蓄的应变能在岩体稳定平衡状态受到破坏的一瞬间，突然释放所引起的。例如，1985年长江两陵峡的新滩滑坡，l983年湖北远安盐池河磷矿区的大型山崩。均伴随着一定程度的地震效应。
这类地震的特点是震级低，一般为1－2级，影响范围小，与滑坡、崩塌本身的巨大灾害性相比，地震的危害性较小。但是，对滑坡、崩塌前的微震信号的监测，有助于对滑坡、崩塌灾害的即时预报。正确识别地震信号的性质及其精确定位，也有助于鉴别诱发地震的类型和趋势，从而制订相应的对策。 4. 易溶岩溶解塌陷型
由于地下某些易溶岩类受到人工注水或水库渗入水的溶解作用导致地下空穴塌陷型地震，其实例常见于岩盐采区。如四川自贡盐井区，有岩盐矿层的水库区等。在某些大型水库诱发地震的实例中，易溶盐岩的溶解作用也是重要诱发因素之一。如斯诺对克里马斯塔水库地震的分析认为，l966年2月5日该区出现的主震(Ms6.2)震源深达20km，与其它较弱地震震源深度4.5km相差较大的原因，可能是库水渗入溶解了深达4000m的蒸发岩，并形成封闭水循环系统把NaCl成分带到温泉中去，由于对岩盐的溶解使库水穿过盐岩层而与基底构造连通，产生震源较深的强震。与上例相对，安德森认为，米德湖的维尔京盆地中地震活动较弱的原因可能与盆地下面较浅部的厚达数千米的第三系岩盐和石膏层及泥质河湾建造阻隔了库水与深部构造的水力联系有关。而博尔德盆地中因无岩盐层和泥质层，库水渗入可渗透的沉积层和断裂达到深部层位，引起较强的地震。
易溶岩溶解塌陷型诱发地震，因与人工注水、溶矿采盐和水库蓄水等多种作用有关，积累和释放的应变能有可能超过天然陷落地震。夏其发等建议对该类诱发地震最大震级取
Ms4.0－4.5。 5. 冻裂型
存寒冷地区或高海拔地区修建水库，由于库岸岩体浅部裂隙充水，冷冻膨胀，岩体破裂而导致地震。已报导过奥地利、瑞士、罗马尼亚及意大利的七座高山水库发生过此类地震。 冻裂型地震的主要特征有：①冻裂地震往往发生在坝区附近岸坡地带及大坝上游面上；②震源极浅并伴有破裂声，强度弱，震级< Ms2.0，不致产生破坏作用；③地震活动峰值与库水位急剧下降对应；④在严寒气候条件下，有明显的时间分布特征，即在当地时间上午0－10时冻裂地震活动最强、中午前后最弱。 三、综合因素诱发型
第三节 水库诱发地震的基本特征
本节概述
本节重点讨论因水库蓄水或类似工程活动所引起的地震活动的基本特征。 一、地震活动的空间分布特征
水库诱发地震活动的出现与发震地区的内、外动力地质条件有关，其空间分布特征与诱发地震的成因有着密切联系。
1.震中分布与水库水域及诱发成因有关
表9－2 新丰江水库区地震分区活动情况
震中密集震中密震中密震源密集带
震区面积集区长集区密深度（km）
地震活动时间 地震活动高潮期
区 （km2） 轴方向 集程
。度
A1 1959年11月—现21 4—6 1961年11月北北西 57.2 A2 在 22 4—8 —1962年5月 北东东 28.3 B 1962年3月—现在 1962年3月—4月 37 4.0 8—11 北北西 C 1961年10月12 9—11 1961年11月北北西 15.7 D —1962年6月 5 7.9 4—7 —1962年1月 北东东
1961年11月1962年5月—6月
—1964年1月 1962年7月—8月 1962年4月—1963年1月
·指每平方公里面积内2．0级以上地震的次数。