![](/user_photo/_userpic.png)
- •Раздел I
- •Теоретические основы инженерной геодинамики
- •Глава 1
- •Глава 2
- •Техногенные геологические процессы и явления
- •Подготовительные и определяющие процессы и явления
- •Глава 4
- •Геологические системы и их модели, по а. А. Махорину (Теоретические основы..., 1985)
- •Глава 5
- •Классификация (сопоставление) природных геологических и инженерно-геологических процессов (по и. В. Попову, 1951)
- •Глава 6
- •Раздел II
- •Эндогенные геологические процессы и явления
- •Глава 7 сейсмические явления
- •Природные землетрясения
- •Причины землетрясений
- •Оценка силы землетрясений
- •Глава 8
- •Глава 9
- •Раздел III
- •Природные и техногенные экзодинамические процессы и явления
- •Глава 10
- •Глава 1 1
- •Переработка берегов
- •Глава 12 эрозионные процессы
- •Средние скорости течения рек, по г. П. Горшкову и л. Ф. Якушевой (Горшков, 1982)
- •Глава 13
- •Глава 14
- •I группа факторов, изменяющих свойства горных пород, слагающих склон или откос
- •II группа факторов, изменяющих напряженное состояние горных пород прноткосного массива
- •Характерные признаки оползневого процесса на отдельных стадиях его развития
- •I. Подготовительная стадия
- •Методы прогнозов оползневых процессов (по Современные методы»., 1981)
- •1 Фактическое число проявлений по годам; 2 — их прогнозное значение.
- •Глава15
- •I Преобладает пылеватая фракция (0.05-0.002 мм) с содержанием более 50 %. Глинистая фракция (диаметром менее 0.002 мм) не превышает 25-30 %
- •Глава 16 карстовые явления
- •I, II, III и IV — вертикальные; а,БиВ — горизонтальные
- •Оценка закарстованности и прогноз устойчивости территорий и сооружений
- •Глава 17
- •Глава 18
- •Глава 19
- •Глава 20
в процессе тепловых взрывов в верхней мантии и выделения громадного количества тепла, обусловленного пластическими перемещениями подкорковых масс и выходом их на земную поверхность в виде вулканических извержений;
61
Рис.
7.2. Сейсмическое районирование Байкальской
рнфтовон зоны (по В. П. Солоненко). Цифры
— интенсивность землетрясений, баллы.
—
обвалов
громадных масс горных пород, происходящих
на поверхности и в подземных пустотах.
Кроме
этих природных спусковых механизмов
возникновения землетрясений могут
иметь и чисто техногенные причины,
также приводящие к сотрясению поверхности
земли и обусловившие так называемую
наведенную
сейсмичность.
К таким причинам, способствующим
искусственному возбуждению сейсмического
сотрясения, можно отнести крупные
взрывы, в том числе и ядерные подземные
и наземные и деформации в земной коре,
вызванные созданием громадных
водохранилищ.
И
в том и в другом случае упругие волны
вызывают сотрясения разного масштаба
в верхней части мантии или на отдельных
участках земной коры, обусловливая
выделение определенных зон сейсмической
активности.
Природные
сейсмические процессы подразделяются
на землетрясения
и моретрясения,
по своей физической сути мало
различающиеся между собой, ибо они
представляют особый вид движения
вещества, слагающего литосферу и
подкорковые слои, и выражаются в упругих
волновых колебаниях, вызывающих
устойчивые деформации земной коры:
разломы, трещины, волновые изгибы,
сбросы и сдвиги и т. п., которые являются
причиной разрушения на земной
поверхности, в том числе и искусственных
сооружений.
Область
или точку зарождения землетрясения,
находящуюся на некоторой глубине от
поверхности, называют очагом,
гипоцентром
или фокусом,
а проекцию этой области или точки на
поверхность земли эпицентральной
областью или эпицентром. Существует
несколько классификаций очагов
землетрясений. Большинство российских
сейсмологов различают очаги поверхностные
(с глубиной расположения до 10 км),
коровые,
т. е. находящиеся в пределах земной
коры (10—50 км) и мантийные,
располагающиеся в мантии (50—-300 км).
Американские ученые (Аллисон и Палмер,
1984) придерживаются несколько других
глубинных критериев, выделяя очаги
нормальные
(мелкофокусные) — до 60 км, промежуточные
— от 60 до 300 км и глубокофокусные
— от 300 до 720 км. Подобную классификацию
предложил и В. Д. Ломтадзе (1977) с той лишь
разницей, что, по его мнению, глубина
нормальных очагов должна быть
увеличена до 70 км. Глубокофокусные
землетрясения возникают в зонах
субдукции, они ощущаются на значительных
площадях и менее опасны, чем мелкофокусные
землетрясения. Лишь 7 %
всей выделяемой в очаге энергии достигает
эпицентральной зоны, вся оставшаяся
энергия, распространяясь во все стороны
от очага, поглощается окружающим
гипоцентр веществом. Поэтому, чем
глубже очаг, тем больше энергии поглощают
63Природные землетрясения
породы.
Установлено, что при увеличении
расстояния в два раза количество энергии
убывает в 10—20 раз, а при возрастании
глубины в 10 раз количество энергии
уменьшается в тысячу раз. Это положение
и объясняет тот факт, что наиболее
разрушительными являются землетрясения
с неглубоким положением гипоцентра. В
качестве примера можно привести
Читкальское землетрясение 1948 года с
глубиной очага 30 км. Хотя в находившемся
в 200 км от эпицентральной зоны Ташкенте
оно и ощущалось силой в 7— 8 баллов,
фактически разрушений не было
зафиксировано. В то же время при такой
же балльности Ташкентских землетрясений
1966 года, когда глубина гипоцентров
составляла 3—12 км, многие дома разрушились,
также были и человеческие жертвы
(Ташкентское землетрясение..., 1971).
Область
проявления разрушительных землетрясений,
в пределах которой проявляются
сейсмодеформации,
то есть землетрясение угрожает
сохранности сооружений, земной
поверхности, жизни людей, называется
плейстосейстовой
областью.
Наибольшая сила землетрясения
характерна для эпицентра,
при удалении от которого во все стороны
сила толчков и сотрясения постепенно
уменьшаются. Линии, соединяющие пункты
с одинаковой силой проявления
землетрясений, называются изосейстами.
На рис. 7.3 приведены примеры схем изосейст
двух землетрясений в Байкальской
рифтовой зоне, произошедших в 1981 и 1995
гг.
При
сильных землетрясениях после основного
удара часто ощущаются повторные толчки
(афтершоки),
возникающие в результате
перераспределения упругих напряжений
в гипоцентраль- ной области литосферы.
Как правило, такие толчки по своей силе
значительно слабее первого, главного
сотрясения. Обычно таких толчков
насчитывается два-три десятка, однако
при Ташкентском землетрясении 1966 года
их было более 700. Очень часто именно
афтершоки являются причиной возникновения
сейсмогенных обвалов и оползней,
ибо первый удар нарушает устойчивость
горных массивов, доводя ее до критического
состояния предельного равновесия,
а повторные толчки приводят к смещению
пород по склонам.
При
землетрясениях, эпицентр которых
расположен на дне океанов или морей,
возникает явление моретрясения, при
которых в массе воды возникают
эллиптические волны высотой в несколько
десятков метров, распространяющиеся
с большой скоростью. Эти волны получили
название цунами
(от японского слова tsunami
—
волна). Образование волн цунами вызывается
быстрыми поднятиями или опусканиями
морского дна по падению разрывов (сбросы
или взбросы). При этом, как показали
исследования японских ученых,
горизонтальные перемещения пород
(сдвиги), как правило, не сопровождаются
образованием таких волн. Так, при
сильнейшем Сан-Францисском землетрясении
1906 года цунами не было, хотя горизонтальное
смещение по разлому Сан-Андреас достигло
6 м. Резкий вертикальный подъем дна
вблизи Аляски в
64
a
Рис.
7.3.
Схемы
изосейст Байкальских землетрясений
(по Г. И. Голенецкому).
а
— 22 мая 1981 года; 6 — 29 июня 1995 года. Цифры
— интенсивность землетрясений, баллы.
65
1946
году
(Аляскинское землетрясение) привел к
катастрофическим последствиям
вследствие подхода цунами к Гавайским
островам, находящимся от эпицентра
более чем в 3000 км (Болт и др., 1978).
Неоднократно цунами обрушивается на
Западное побережье Тихого океана.
Начиная с XIV века Япония испытала не
менее 10 катастрофических цунами. В
России наиболее часто воздействию
цунами подвергаются острова Курильской
гряды и восточное побережье Камчатки.
В
открытом океане длина волны цунами во
много раз превосходит все другие
морские волны. Расстояние между гребнями
для волн цунами может превышать 100 км,
однако их высота редко достигает 1 м.
Практически в океане при больших
глубинах такие волны незаметны. Скорость
распространения цунами находится в
прямой зависимости от глубины.
Математически она определяется
выражением
а
л)
где
g
—
ускорение силы тяжести; d
—
глубина воды.
Исходя
из формулы (7.1), в глубоководных впадинах,
где глубина равняется нескольким
километрам, скорость перемещения волн
цунами достигает сотен километров в
час.
Когда
цунами подходит к мелководью, на шельфе
или у островов, скорость резко падает,
одновременно во много раз возрастает
амплитуда волны, доходя до 30—40 м и
более. Так, русский путешественник
С. П. Крашенинников, посетивший в XVIII в.
Камчатку во время прихода туда
цунами, зафиксировал волну высотой 70
м (Маслов, Котов, 1971).
Очень
часто при подходе цунами к берегу
уровень моря вдоль побережья несколько
понижается, обнажая подводную часть
пляжа. Между отдельными сериями волн
могут быть промежутки от нескольких
минут до часа и более. Высота подъема
воды и осушенные расстояния значительно
меняются вдоль побережья и зависят
от глубины прибрежной зоны. При этом
совсем не обязателен тот факт, что
наиболее катастрофичные опустошения
приносит первая волна. При цунами,
обрушившемся на Гавайи в 1946 году,
наибольший ущерб принесла восьмая по
счету волна.
Следует
подчеркнуть, что, по данным американских
ученых, энергия цунами составляет от
1 до 10% энергии вызывающих их землетрясений.
Энергия самых крупных цунами достигает
примерно 1023
эрг (Болт и др., 1978).
Основной
причиной природных землетрясений
являются сейсмические колебания.
Из очага землетрясений энергия передается
в виде механических колебаний волн
определенной частоты. Сейс
66Причины землетрясений
мические
волны делятся на два главных типа:
глубинные
и поверхностные.
Глубинные
волны распространяются внутри земли
и состоят из двух видов упругих волн —
продольных
(Р)
и поперечных
(5).
Продольные
волны являются волнами сжатия, они
передаются переменным увеличением или
уменьшением объема, сжатием и разряжением
напряжений вдоль направления
распространения волны. Продольные
волны подобны обычным звуковым волнам
с той лишь разницей, что их частоты
намного ниже тех, которое воспринимает
человеческое ухо. Период их колебаний
изменяется от 2—3 до 25 с и более. Эти
волны проходят через все среды —
газообразные, жидкие и твердые. Поперечные
волны представляют собой колебания
частиц, происходящих в направлении,
перпендикулярном пути волны. Они
сдвигают частицы твердого земного
вещества, причем происходит изменение
только формы, но не его объема. Поэтому
эти волны не могут распространяться в
жидкостях и газах.
Поверхностные
волны, или волны Релея, также делятся
на два вида. В одном случае это вертикальная
волна, когда колебания направлены
вертикально, в другом — это горизонтальная
волна, когда колебания направлены
горизонтально. Периоды колебаний этих
волн изменяются от нескольких секунд
до нескольких минут. Эти волны
распространяются вблизи свободной
земной поверхности, а глубина их
проникновения определяется их частотой.
Скорости
распространения всех этих волн различны.
Самая быстрая волна — продольная, самая
медленная — поверхностная. Скорость
продольной волны больше скорости
поперечной примерно в V3"
раза.
Как величина физическая, скорость
распространения
сейсмических волн может быть рассчитана
по следующим формулам:
где
Еа
— модуль упругости динамический,
кгс/см2;
|Х — коэффициент поперечной деформации;
у — плотность пород, г/см3.
Так,
в Прибайкалье скорость продольной
волны в твердых породах метаморфогенных
формаций составляет 4—6 км/с. С другой
стороны, как считают американские
ученые А. Аллисон и Д. Палмер (1984),
средние скорости Г-волн и 5-волн возрастают
с увеличением расстояния от очага.
Это является подтверждением факта, что
поперечные и продольные волны
распространяются не по дугообразному
пути вдоль земной поверхности и не по
его прямолинейным глубинным хордам,
а по изогнутым лучам (рис. 7.4). Ско-
(7.2)
(7.3)
67
Тип породы |
Плотность, г/см3 |
Скорости упругих волн, км/с |
|||
продольных |
поперечных |
||||
I. Скальные: |
|
|
|
||
Граниты глубинных зон |
2.9 |
(5.6) |
(3.2) |
||
Граниты, базальты, габбро и дру |
2.5—3.8 |
2.0—7.0 |
1.0—4.8 |
||
гие скальные породы, невыветре- |
|
(3-5.5) |
(2.8) |
||
лые, естественной влажности |
|
|
|
||
Известняки плотные |
2.35—3.0 |
2.4—7.0 |
1.1—4 |
||
|
|
(2.8—3.2) |
(1.4—1.6) |
||
Доломиты плотные |
2.4—3.05 |
3.5—7.0 |
1.7—4 |
||
|
|
(4.0—6.5) |
(1.8-2) |
||
Песчаники плотные |
1.5—2,95 |
1.4—4.5 |
1.1—2 |
||
|
|
(2.5—3.2) |
(1.4—1.6) |
Тип породы |
Плотность, г/см3 |
Скорости упругих волн, км/с |
Сейсми ческая |
|
|
продольных |
поперечных |
жесткость |
|
// Полускальные |
|
|
|
|
Граниты, базальты, габбро и дру |
1 6—2 35 |
1 0—3 3 |
0 2—0 6 |
1 6—7 75 |
гие скальные породы выветрепые, трещиноватые, неводоносные |
|
(1 2—3 0) |
(0 5) |
(3 2—1 4) |
То же, водоносные |
1 65—2 50 |
16—3 3 (2 2—3 2) |
|
2 6—8 25 (3 2—1 5) |
Глинистые сланцы |
2 6—2 7 |
1 6—4 7 (2 4—4 0) |
0 6—2 8 (0 7-2) |
4 2—12 (1 6—7 5) |
Мергели естественной влажно |
1 8—2 8 |
1 1—6 0 |
0 4—3 4 |
2—16 |
сти |
|
(2 6—3 5) |
(0 5—0 6) |
(0 7—9 5) |
Аргиллиты 111 Крупнообломочные Валунно-галечниковые и гра- виино-щебенистые отложения с песчаным заполнителем |
1 5—2 95 |
14-4 5 (2 5—3 2) |
1 1—2 (1 4—1 6) |
2 4—13 (16-6) |
при естественной влажности |
1 8—2 2 |
0 8—1 0 |
0 3—0 6 |
1 4—2 2 (0 5—1 3) |
водоносные Валунно-галечниковые и гра- виино-шебеннстые отложения с глинистым заполнителем |
1 95—2 35 |
2 2—3 3 |
|
4 3—7 8 (0 6—1 4) |
при естественной влажности |
1 8—2 2 |
0 8—1 3 |
0 3—0 8 |
14—2 9 (0 5—1 8) |
водоносные Песчано-глинистые отложения с гравием, галькон и валунами или со щебнем и обломками скальных пород |
2 0—2 35 |
2 3—3 4 |
|
4 6—8 0 (0 6—1 9) |
при естественной влажности |
1 8—2 3 |
0 12—0 75 |
0 36—0 5 |
0 23—1 7 (0 1—1 1) |
водоносные Галечники промытые |
2 0—2 4 |
2 2—3 3 |
|
5 4—7 9 (0 1-1 1) |
при естественной влажности |
1 7—2 0 |
0 5—1 1 |
0 3—0 8 |
0 85—2 2 (0 6—1 6) |
водоносные IV Песчаные Пески различной зернистости, чистые |
1 9—2 3 |
1 8—3 3 |
|
3 8—7 6 (0 6—1 8) |
при естественной влажности |
14—1 6 |
0 2—1 0 (0 3—0 7) |
0 1—0 7 (0 2—0 5) |
0 3—1 6 (0 2—1 1) |
|
Плотность, г/см3 |
Скорости упругих волн, |
Сейсми |
||
Тип породы |
км/с |
ческая |
|||
продольных |
поперечных |
жесткость |
|||
водоносные |
1.85—2.15 |
1.5—1.8 |
— |
2.8—3.7 (0.2—1.5) |
|
воздушно-сухие (сыпучие) |
1.3—1.4 |
0.1—0.4 (0.1—0.3) |
0.04—0.3 |
0.06—0.9 (0.1-0.5) |
|
Пески с примесью глинистого |
|
|
|
|
|
материала (до 5 %): |
|
|
|
|
|
при естественной влажности |
1.4—1.6 |
0.3—0.8 |
0.1—0.6 |
0.4—1.3 (0.1-1) |
|
водоносные |
1.8—2.1 |
1.5—1.75 |
— |
2.7—3.7 (0.2—1.2) |
|
V. Глинистые: |
|
|
|
|
|
Супеси: |
|
|
|
|
|
при естественной влажности |
1.45—1.9 |
0.3—0.7 (0.4—0.6) |
0.1—0.35 |
0.44—1.3 (0.1—0.7) |
|
водоносные |
1.8-2.0 |
1.7—1.9 (1.8) |
— |
2.8—3.8 (0.2—0.7) |
|
Суглинки: |
|
|
|
|
|
при естественной влажности |
1.65—2.65 |
0.3—0.9 (0.5—0.8) |
0.08—0.45 |
0.5—1.8 (0.1—0.9) |
|
водонасыщенные |
1.70—2.0 |
1.6—1.9 |
— |
2.8—4.0 (0.1—0.9) |
|
Глины: |
|
|
|
|
|
при естественной влажности |
1.3—2.0 |
0.85—1.4 |
0.2—0.7 |
1.4—2.8 |
|
|
|
(1.1-1.3) |
(0.3—0.5) |
(0.3—1.4) |
|
водонасыщениые |
1.8—3.25 |
1.75—2.2 |
— |
3.1—7.1 (0.4—2.3) |
|
Суглинки лёссовидные и лёссы: |
|
|
|
|
|
при естественной влажности |
1.16—1.75 |
0.3—1.0 |
0.1—0.7 |
0.5—2.5 |
|
|
|
(0.5—0.7) |
(0.2—0.4) |
(0.2—1.2) |
|
водонасышенные |
1.6—2.6 |
0.15—0.5 |
0.02—0.08 |
0.2—1.3 (0.03—0.2) |
|
водоносные |
1.6—2.6 |
1.5—1.8 (1.6—1.7) |
0.1—0.7 |
2.4—4.7 (0.2—1.8) |
|
VI. Насыпные: |
|
|
|
|
|
иеводоиасышеиные |
1.30—1.50 |
0.03—0.3 |
0.01—0.2 |
6.04—0.5 |
|
|
|
(0.2—0.3) |
(0.1—0.2) |
(0.01—0.5) |
|
водонасышенные |
1.50—1.80 |
1.5—1.7 |
— |
2.2—3.0 (0.01—0.5) |
|
VII. Почвы |
1.40—1.85 |
0.94—0.5 (0.08—0.3) |
0.01—0.2 |
0.06—0.9 (0.01—0.4) |
|
VIII. Вода при 4 °С |
|
(1.43) |
|
|
|
IX. Воздух при 0 °С |
|
(0.33) |
|
|
Примечание.
Приведены минимальные, максимальные
и средние (в скобках) значения скорости
распространения упругих волн в
сейсмической жесткости.
70
Изучение
скоростей распространения глубинных
волн имеет большое значение не только
для оценки сейсмичности какого-то
определенного региона, но и для
определения состояния вещества внутри
земли. Так, исследуя сейсмическими
методами отражение, преломление и
изменение скоростей этих волн,
установлено, что земную кору мощностью
в среднем 25—30 км и мантию разделяет
поверхность Мохоровичича. В самой
земной коре выделено два слоя —
базальтовый и гранитный и т. д.
ИЗУЧЕНИЕ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН ДЛЯ ОЦЕНКИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Основным
и пока единственным стандартным
прибором, используемым для записи
землетрясений, является сейсмограф
— колебательная система, фиксирующая
сейсмические движения. Принципиальная
схема сейсмографа показана на рис. 7.5.
Главной особенностью прибора является
прочное крепление колеблющегося
элемента к грунту. Во время сейсмического
удара начинает колебаться маятниковое
устройство (колеблющийся элемент) с
передачей светового импульса на
намотанную на вращающийся барабан
светочувствительную бумагу, на которой
в виде волнистой линии записывается
сейсмограмма, фиксирующая прохождение
последовательных серий волн различных
типов (рис. 7.6). Кроме того, на сейсмограммах
должны быть записаны передаваемые по
радио сигналы времени, ибо очень важна
точная до долей секунды регистрация
времени землетрясения. Сейсмограф
регистрирует важнейшие хврактеристики
волн — амплитуду,
длину, период
и скорость
распространения.
На современных сейсмостанциях стоят
системы таких сейсмографов, которые
на светочувствительной бумаге
оставляют несколько линий. Обычно
каждая такая сейсмическая установка
состоит из трех сейсмографов — один
верти-
Рис.
7.5. Принципиальная схема работы
сейсмографа.
1
—
колеблющийся Элемент-маятник; 2 —
зеркальце; 3
— пружина; 4
— кронштейн; 5 — бетонная плита; 6
— грунт; 7 — записывающий барабан; 8
— источник света.
71
-40
■
-50
. l.
40 53 58 63 68
t,
с
Рис.
7.6.
Сейсмограммы
землетрясения в Иркутске 9 февраля 1997
года, записанные на сейсмостанции
Иркутск (а),
в потерне Иркутской ГЭС (б)
и на плотине ГЭС (в) (из материалов В. В.
Чечельницкого).
кальный
и два горизонтальных, ориентированных
соответственно в меридиональном (С—Ю)
и широтном (В—3) направлениях.
Среди
сейсмографов существует особая группа
приборов — акселерометры,
позволяющая измерять сильные движения.
Они вступают в работу только при
колебаниях, имеющих большую амплитуду.
Как правило, эта величина задается
заранее. Действуют такие приборы
определенное время (60—70 с), если сильные
коле-
72
бания
не продолжаются дольше. Цель этих
приборов — запись колебаний в области
сильных землетрясений, поскольку
обычные сейсмографы при первых сильных
толчках, как правило, выходят
из
строя.
В
последнее
время сейсмометрическая аппаратура
существенно усовершенствуется. Появились
новые автоматические сейсмостанции
с использованием магнитной и цифровой
записей на ленту. Разработаны
компьютерные программы, позволяющие
быстро и точно анализировать полученные
данные. На рис. 7.7 приведен пример
акселерограммы Зун-Муринского
землетрясения (25.02.99), записанного
цифровой сейсмостанцией и обработанной
при помощи ЭВМ.
160
- с_ю
80
^
-80 -160
38 48 58 68 78
t,c
В-3
160
Ъ
80
1
о
~
-80
-160
38
58
78
Л
с
Рис.
7.7. Акселерограмма Зун-Муринского
землетрясения в Прибайкалье 25 февраля
1999 года (из материалов В. В. Чечельницкого).
73
Определяющим
в интенсивности землетрясений является
количество энергии, выделяющейся в
области гипоцентра, которую оценивают
в эргах и джоулях. Сейсмичность территории
характеризуется многими показателями,
эмпирически связанными между собой.
Г. С. Золотарев (1983) выделяет 11 таких
показателей. Рассмотрим главнейшие
из них.
Энергетический
класс
землетрясения представляет собой
логарифмическую величину энергии
K
= \gE.
Существует
18 классов землетрясений от самого
слабого (К0
= 0) до сильной катастрофы (К
=
18). Примерами таких катастроф последних
лет являются землетрясения в Армении
(рис. 7.8) и на острове Сахалин (рис. 7.9 и
7.10), вызвавшие разрушения многих зданий
и сооружений и многочисленные человеческие
жертвы.
В
работах С. В. Медведева, В. И. Бунэ, Ю. В.
Резниченко, Е. Ф. Саваренского и
других подробно рассмотрены вопросы
определения
Рис.
7.8. Характер разрушений зданий в г.
Ленинакан при землетрясении 9 баллов
(фото В. А. Павленова).
74Оценка силы землетрясений
реднем
плане груды обломков полностью
разрушенного 80-квартирного четырехэтажного
панельного дома (фото Р М. Семенова)
энергии
землетрясений, под которой понимается
суммарная кинетическая и потенциальная
энергия упругих волн, излучаемых
очагом. Количество выделенной энергии
определяется на основе анализа
сейсмограмм, записанных удаленными
станциями: сначала вычисляется
энергия эпицентральной зоны, а на
основании ее — энергия очаговой зоны.
Рис
7.10. Автодорога вблизи г. Нефтегорска,
разрушенная землетрясением 1995 года
(фото Р. М. Семенова).
75
Магнитуда
— условная характеристика, оценивающая
энергию в гипоцентре, приходящуюся
на единицу площади. Она представляет
собой логарифм отношения амплитуды
колебаний А
конкретного участка к амплитуде А'
эталонного участка:
M =
lg-£ = lgA-lgA'. (7.4)
А
Магнитуда
в зависимости от силы землетрясений
изменяется от О до 8.8. Магнитуда
Гоби-Алтайского (1957 г.), Аляскинского
(1964 г.) землетрясений составила 8.6,
Ташкентского (1966 г.) — 5.3, Нефтегорского
— 7. Установлено, что при отличии магнитуд
двух землетрясений на единицу,
амплитуды их колебаний различаются в
10 раз. Связь магнитуды с энергетическим
классом определяется следующей
зависимостью:
К
= \Ш+\2. (7.5)
В
табл. 7.3 показано соотношение между
энергетическим классом землетрясения
и его магнитудой. С целью оценки энергии,
выделяющейся в очаге землетрясения,
Ч. Рихтером в 1935 году была предложена
стандартная шкала магнитуд, которая
является экспоненциальной, охватывая
широкий диапазон от 0 до 8.8. При этом
энергия землетрясения с М
-
4.0 больше энергии землетрясения сМ
= 3.0 примерно в 30раз и т.д.
Как уже отмечалось выше,
землетрясения, гипоцентры которых
находятся под дном морей и океанов,
вызывают образование
огромных
разрушительных волн — цунами.
Для их оценки японскими учеными
предложена специальная шкала магнитуд
цунами, которые определяются подобно
магнитудам землетрясений. В то же время
определена эмпирическая зависимость
магнитуды цунами от магнитуды
вызывающего их землетрясения. Для
землетрясений с неглубоким
расположением очага характеристика
такой зависимости приведена в
табл.7.4.
Установлено,
что с увеличением глубины очага
землетрясений величина цунами
убывает. При этом предел магнитуды
землетрясения, вызывающей
катастрофическое цунами, можно определить
по формуле
М
=
7.7 + 0.008 h, (7.6)
где
h
—
глубина очага землетрясения, км.
Сила
землетрясений на поверхности измеряется
интенсивностью в баллах.
Соотношение между магнитудой и
балльностью
Таблица
7.3
Соотношение
между К
и М
(по Г. П. Горшкову, А. Ф. Якушевой, 1973)
К 9 10 II 12 13 14 15 16
М 3.1 3.7 4.4 5.5 5.6 6.2 7.0 5.7
76
Магнитуда землетрясения |
Магнитуда цунами |
Максимальная высота головной волны цунами, м |
6.0 |
Незначительная |
|
6.5 |
- 1 |
0.5—0.75 |
7.0 |
0 |
1.0—1.5 |
7.5 |
1 |
2.0—3.0 |
8.0 |
2 |
4.0—6.0 |
8.5 |
3 |
8.0—12.0 |
в
зависимости от глубины очаговой зоны
выражается следующей
формулой:
/0
= 1,5М
- 3.5 lg
Л
+ 3, (7.7)
где
h
—
глубина очага.
Как
видно из табл. 7.5, с увеличением
магнитуды существенно
увеличивается
балльность.
Для
определения интенсивности
землетрясения на поверхности
Земли
используют специальные шкалы
сейсмической интенсив-
ности.
С. В. Медведев, разрабатывая в Институте
физики Земли
АН
СССР методы оценки сотрясаемости
земной поверхности для
землетрясений
различной силы, установил, что сила
землетрясе-
ния
зависит от величины Х0,
представляющей собой максимальное
смещение
специально оборудованного сферического
маятника
сейсмографа.
Кроме того, в его шкале (табл. 7.6)
учитывается и
такая
величина, как сейсмическое
ускорение,
представляющая собой
смещение
поверхности земли за единицу времени
(мм/с). При си-
нусоидальном
гармоническом колебании максимальное
ускорение
4п2
Т2
®та*
Т2
^ '
(7.8)
Таблица
7.5
Зависимость
интенсивности землетрясения в
эпицентре от магнитуды и глубины
очага (по Л. Д. Белому, В. В. Попову,
1975) |
Балльность при глубине очага А, км |
||
5 |
15 |
45 |
|
3.25—4.25 |
5—6 |
4—5 |
2—3 |
4.25—5.25 |
7—8 |
5—7 |
4—5 |
5.5—6.5 |
9—10 |
7—8 |
5—7 |
6.5—7.5 |
10 |
9—10 |
7—8 |
7.5—8.5 |
11 |
10 |
9—10 |
Балл |
Интенсивность землетрясения |
Х0, мм |
а, мм/с |
Сейсмическое ускорение в долях g |
1 |
Незаметное |
|
2.5 |
|
2 |
Очень слабое |
|
2.6—5.0 |
— |
3 |
Слабое |
— |
5.1—10 |
— |
4 |
Умеренное |
0.5 |
11—25 |
— |
5 |
Довольно сильное |
0.5—1.0 |
20—50 |
0.25 |
6 |
Сильное |
1.1—2.0 |
51—100 |
0.025—0.05 |
7 |
Очень сильное |
2.1—4.0 |
101—250 |
0.05—0.1 |
8 |
Разрушительное |
4.1—8.0 |
251—500 |
0.1—0.2 |
9 |
Опустошительное |
8.1—16.0 |
501—1000 |
0.2—0.4 |
10 |
Уничтожающее |
16.1—32.0 |
1001—2500 |
0.4 |
11 |
Катастрофа |
32 |
2501—5000 |
— |
12 |
Сильная катастрофа |
— |
5000 |
— |
Также
в этой шкале приведено и сейсмическое
ускорение в долях g.
С
1964 года в СССР, а теперь и в России
пользуются 12-балльной шкалой MSK-64
(табл.
7.6), разработанной С. В. Медведевым в
содружестве с В. Карником и В. Шпонхойером.
Основой этой шкалы послужила 12-балльная
шкала Меркалли—Канкани, применяемая
в довоенные годы в Западной Европе
(Сейсмическая шкала..., 1975). Шкала MSK-64
была
рекомендована международными
организациями бывшего СЭВ для
использования во всех странах. Поскольку
в принятой шкале для характеристики
силы землетрясений используются такие
признаки, как изменение рельефа,
остаточные явления в горных породах,
нарушение поверхностных и подземных
вод, степень повреждения в зданиях и
сооружениях, ощущения людей, С. В.
Медведев (1962) предложил ряд табличных
классификаций и характеристик, которые
приведены в табл. 7.7—7.10.
В
практике строительства в сейсмических
районах в соответствии со СНиПом
II-7-81
наиболее
ответственным является диапазон 7—9
баллов шкалы MSK-64.
Период
повторяемости
характеризует, через сколько лет
возможно повторение землетрясения
того или иного класса. По повторяемости
периоды делятся на разряды: 3—30, 30—300,
300— 3000. Кроме того, используется
показатель числа землетрясений,
зарегистрированных в год на площади
1000 км2.
Еще
одним важным показателем являются
остаточные
деформации
в породах, так называемые сейсмодислокйции,
под которыми понимают проявившиеся
на земной поверхности в результате
землетрясений крупные смещения земной
коры, движения сейсмо- генных морфоструктур,
трещины и рвы в коренных породах, а
78
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Таблица
7.7
Шкала
сейсмической интенсивности MSK-64
Землетрясение
и его характеристика
Неощутимое.
Интенсивность колебаний лежит ниже
предела чувствительности людей:
сотрясения почвы обнаруживаются н
регистрируются только сейсмографами
Едва
ощутимое. Колебания ощущаются только
отдельными людьми, находящимися в
покое внутри помещений, особенно на
верхних этажах
Слабое.
Ощущается немногими людьми, находящимися
внутри помещений: под открытым небом
— только в благоприятных условиях.
Колебания схожи с сотрясением, создаваемым
проезжающим легким грузовиком.
Внимательные наблюдатели замечают
легкое раскачивание висячих предметов,
несколько более сильное на верхних
этажах Заметное. Ощущается внутри
зданий многими людьми, под открытым
небом — немногими. Кое-где спящие
просыпаются, но никто ие пугается.
Колебания схожи с сотрясениями,
создаваемыми проезжающим тяжело
нагруженным грузовиком. Дребезжание
окон, дверей, посуды. Скрип полов и стеи.
Начинается дрожание мебели. Висячие
предметы слегка раскачиваются.
Жидкость в открытых сосудах слегка
колеблется. В стоящих иа месте автомашинах
толчок заметен Пробуждение. Ощущается
всеми людьми внутри помещения: под
открытым небом — немногими. Многие
спящие просыпаются. Немногие лица
выбегают из помещений. Животные
беспокоятся. Сотрясения зданий в целом.
Висячие предметы сильно качаются.
Картины сдвигаются с места. В редких
случаях останавливаются маятниковые
часы. Некоторые неустойчивые предметы
опрокидываются или сдвигаются. Незапертые
двери и окна распахиваются и снова
захлопываются. Из неполных открытых
сосудов в небольших количествах
выплескивается жидкость. Ощущаемые
колебания схожи с колебаниями,
создаваемыми падением тяжелых предметов
внутри здания ' Испуг. Ощущается
большинством людей как внутри помещений,
так и под открытым небом. Многие люди,
находящиеся в зданиях, пугаются и
выбегают иа улицу. Немногие лица теряют
равновесие. Домашние животные выбегают
из укрытий. В немногих случаях могут
разбиться посуда и другие стеклянные
изделия: падают книги. Возможно движение
тяжелой мебели: может быть слышен звон
малых колоколов иа колокольнях
Повреждение зданий. Большинство людей
испуганы и выбегают из помещений.
Многие люди с трудом удерживаются на
ногах. Колебания отмечаются лицами,
ведущими автомашины. Звонят большие
колокола
Сильные
повреждения зданий. Испуг и паника:
испытывают беспокойства даже лица,
ведущие автомашины. Кое-где обламываются
ветви деревьев. Сдвигается и иногда
опрокидывается тяжелая мебель. Часть
висячих ламп повреждается
Всеобщее
повреждение зданий. Всеобщая паника:
большие повреждения мебели. Животные
мечутся и кричат Всеобщее разрушение
зданий Катастрофа Изменение рельефа
79
Таблица
7.8
Классификации
повреждений зданий и сооружений в
результате землетрясений (по С. В.
Медведеву, 1962)
Тип
зданий
Здания
нз рваного камня, сельские постройки,
дома из кирпича-сырца, глинобитные
дома
Б. Обычные кирпичные дома, здания крупноблочного и панельного типа из естественного камня
Каркасные железобетонные здания, деревянные дома хорошей постройки
Степень повреждения зданий и сооружений
Легкие повреждения — тонкие трещины в штукатурке и откалывание небольших кусков штукатурки
Умеренные повреждения — небольшие трещины в стенах, откалывание довольно больших кусков штукатурки, падение кровельных черепиц, трещины в дымовых трубах, падение частей дымовых труб
Тяжелые повреждения — большие и глубокие трещины в стенах, падение дымовых труб
Разрушения — сквозные трещины и проломы в стенах, обрушение частей зданий, разрушение связей между отдельными частями зданий, обрушение внутренних стен и стен заполнения каркаса
Обвалы — полное разрушение зданий
Количество зданий, получивших повреждения, %
]. Отдельные (около 5)
Многие (около 50)
Большинство (около 75)
также различные сейсмогравитационные явления. В. П. Солоненко (Сейсмическая шкала..., 1975) в соответствии со степенью связи с сейсмическим процессом все остаточные деформации земной коры подразделяет на сейсмотектонические, гравитационно-сейсмотектонические и сейсмогравитационные. Сейсмотектонические деформации связаны с крупными тектоническими дифференцированными подвижками отдельных участков земли, проявляющимися на громадных пространствах. Так, при Аляскинском землетрясении 1964 года значительные изменения рельефа наблюдались на площади в 300 тыс. км2, при Гоби-Алтайском землетрясении был приподнят на высоту Юм и сдвинулся к востоку на величину 8.85 м крупный горный хребет и т. д. Гравитационносейсмотектонические деформации проявляются в виде сбросо-об- валов, гравитационно-сейсмотектонических клиньев и выкоЛов склонов хребтов. Сейсмогравитационные деформации — сколы вершин гор. Установленный В. С. Хромовских поперечник сколотых гор в южном Прибайкалье имеет площадь 0.3 х 1.2 км.
Сейсмодислокации могут служить критерием определения интенсивности и магнитуды землетрясений. Особенно это важно для районов, где отсутствует сеть сейсмических станций или она очень редка. Более того, оценка сейсмичности территории по остаточным деформациям в породах является единственным показателем класса землетрясений, произошедших во времена досейсмометри-
80
Таблица
7.9
Характеристика
повреждений зданий и сооружений при
землетрясениях по шкале MSK-64
Балл
1
2
3
4
5
6
10
12
Характеристика
повреждений зданий и сооружений
Повреждений
нет
Возможны
повреждения 1 -й степени в отдельных
зданиях типа А
Повреждения
1-й степени в отдельных зданиях типа Б
и во многих зданиях
типа
А. В отдельных зданиях типа А повреждения
2-й степени
Во
многих зданиях типа В повреждения 1-й
степени, во многих зданиях
типа
Б повреждения 2-й степени. Во многих
зданиях типа А повреждения 3-й
степени,
в отдельных зданиях этого типа повреждения
4-й степени. В неко-
торых
случаях оползни проезжих частей дорог
на крутых склонах и трещины
на
дорогах. Нарушения стыков трубопроводов,
трещины в каменных оградах
Во
многих зданиях типа В повреждения 2-й
степени, в отдельных зданиях
этой
группы повреждения 3-й степени. Во многих
зданиях типа Б поврежде-
ния
3-й степени, в отдельных — 4-й степени.
Во многих зданиях типа А
повреждения
4-й степени, в отдельных — 5-й. Отдельные
случаи разрыва
стыков
трубопроводов. Памятники и статуи
сдвигаются. Надгробные камни
опрокидываются.
Каменные ограды разрушаются
Во
многих зданиях типа В повреждения 3-й
степени и в отдельных — 4-й
степени.
Во многих зданиях типа Б повреждения
4-й степени и в отдельных —
й.
Во многих зданиях типа А повреждения
5-й степени Памятники и
колонны
опрокидываются. Значительные повреждения
искусственных водое-
мов,
разрывы части подземных трубопроводов.
В отдельных случаях искривле-
ние
железнодорожных рельсов и повреждение
проезжих частей дорог
Во
многих зданиях типа В повреждения 4-й
степени, а в отдельных — 5-й
степени.
Во многих зданиях типа Б повреждения
5-й степени, в большинстве
зданий
типа А повреждения 5-й степени. Опасные
повреждения плотин и
дамб,
серьезные повреждения мостов. Легкие
искривления железнодорожных
рельсов.
Разрывы или искривления подземных
трубопроводов. Дорожные по-
крытия
и асфальт образуют волнообразную
поверхность
Серьезные
повреждения даже зданий хорошей
постройки, мостов, плотин
и
железнодорожных путей, шоссейные дороги
приходят в негодность, разру-
шение
подземных Трубопроводов
Сильные
повреждения или разрушения практически
всех наземных и под-
земных
сооружений
чсских
измерений, что в свою очередь может
служить характеристикой, используемой
при прогнозе возможной максимальной
балльности конкретного региона.
В.
П. Солоненко в 1975 году предложил для
дополнения разрабатываемой в то
время новой шкалы проект уточнения
интенсивности землетрясений с
магнитудой более 5.0 по сейсмодислокациям
(табл. 7.11). К большому сожалению, работа
над новой шкалой не закончена до
настоящего времени.
81
Балл
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Таблица
7Л0
герметика
остаточных деформаций горных пород и
изменения режима поверхностных и
подземных вод по шкале MSK-64
Остаточные
деформации горных пород и изменения
режима поверхностных и подземных вод
Подобных
явлений не наблюдается
В
некоторых случаях меняется дебит
источников
В
немногих случаях на поверхности Земли
возможны трещины шириной до 1 см; в
горных районах отдельные случаи
оползней. Наблюдаются изменения
дебита источников и уровня воды в
колодцах
На
поверхности воды образуются волны,
вода становится мутной вследствие
поднятия ила. Изменяется уровень воды
в колодцах и дебит источников. В немногих
случаях возникают новые или пропадают
существующие источники воды. Отдельные
случаи оползней на берегах рек
Небольшие
оползни на крутых откосах выемок и
насыпей дорог, трещины в горных породах
достигают ширины нескольких сантиметров.
Возникают новые водоемы. Иногда
пересохшие колодцы наполняются водой
или существующие колодцы иссякают.
Во многих случаях изменяется дебит
источников и уровень воды в колодцах
Наводнения
на равнинах, часто заметны наносы песка
и ила. Трещины в горных породах достигают
ширины 10 см, а по склонам и берегам рек
— свыше 10 см; кроме того, большое
количество тонких трещин. Скалы
обваливаются; часты оползни и осыпи.
На поверхности воды большие волиы
Трещины
в горных породах шириной несколько
дециметров и в некоторых случаях до 1
м. Параллельно руслам водных потоков
появляются широкие разрывы. Осыпание
рыхлых пород с крутых склонов. Возможны
большие оползнй на берегах рек и крутых
морских побережьях. В прибрежных районах
перемешаются песчаные и илистые массы;
выплескивается вода из каналов, озер,
рек и т. д. Возникают новые озера
Значительные
деформации почвы в виде широких трещин,
разрывов и перемещений в вертикальном
н горизонтальном направлениях;
многочисленные горные обвалы.
Определение интенсивности сотрясения
(балльности) требует специального
исследования
Радикальные
изменения земной поверхности. Наблюдаются
значительные трещины в горных породах
с обширными вертикальными и горизонтальными
перемещениями. Горные обвалы и обвалы
берегов рек на больших площадях.
Возникают озера, образуются водопады,
изменяются русла рек. Определение
интенсивности сотрясения (балльности)
требует специального исследования
Таблица
7.11
Шкала
интенсивности сильных землетрясений
по сейсмодислокациям (по В. П. Солоиеико
(Сейсмическая шкала..., 1975))
Балль
ность
10
11
12
Магнитуда
5.5—6.5
6.5—7.0
7.0—7.75
7.75—8.25
Более
8.5
Характеристика
остаточных деформаций
В
зонах активных разломов тектонические
трещины до 20 см иа протяжении нескольких
километров. Под разломами в водоносных
грунтах проявления грязевых извержений
и провальных воронок. В горных районах
обвалы и оползни. На пологих склонах
возможны осовы и оползни в лёссовых
грунтах. На низменных участках возможно
прохождение видимых земляных волн.
Изменение уровня подземных вод и режима
источников
В
зонах активных разломов разрывные
нарушения шириной до 1.5 м с амплитудой
вертикального смещения до 1.2 м. За
пределами активной зоны — трешииы в
грунтах, разрывы и крошение мерзлого
грунта и льда. Массовые грязевые
извержения и просадки водоносных
мелкоземистых грунтов. Земляные лавииы
и потоки. На низменных участках земляные
волны с амплитудой до первых дециметров
В
зонах активных разломов трещины длиной
от нескольких (сбросы, взбросы) до 100 см
(сдвиги). Ширина трещин в рыхлых
грунтах до 20 м. Возможно движение блоков
земной коры площадью 250—300 км2,
вертикальные смещения до 8 м. За пределами
активной зоны растрескивание покровных
отложений. Осушение озер и возиикиовение
новых. Массовые обвалы, оползни, каменные
и земляные лавины и потоки иа площади
до 40 тыс. км2.
В отдельных случаях грабенообразные
просадки и сколы вершин гор. Взламывание
и торошение льда и мерзлых грунтов.
Земляные волны с амплитудой до нескольких
дециметров. Резкие изменения
гидрогеологических условий, грязевые
извержения
Региональные
движения земной коры с амплитудой до
нескольких метров могут происходить
иа площади до 120 тыс. км2.
Перемещение активных блоков земной
коры площадью 20—30x60—90
км. Тектонические разрывы наблюдаются
иа площади до нескольких тысяч км2.
Длина зои разрывов до 350 км, при ширине
трещии до 20 м. Земляные волны с амплитудой
4—5 м. Смещение частей гор, обвалы,
оползни, земляные лавины на площади до
150 тыс. км2,
на расстоянии до 230 км от эпицентра.
Земляные и камеииые потоки длиной до
15 км. Иногда опускание отдельных блоков
горных пород на десятки метров.
Фонтанирование грунтов, резкие изменения
гидрографии
Региональные
сейсмотектонические движения земной
коры до нескольких метров (иногда до
15 м) на площади 300 тыс. км2.
В отдельных случаях срывы вершин гор,
опускание горных блоков и изменение
глубин морей до нескольких сотен метров
на площадях десятков км2.
Длина зои тектонических трещин до 420
км с амплитудами смещения 10—12 м.
Земляные волиы с амплитудой до 7—8
м
83
ПРОГНОЗ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Предсказание
землетрясений относится в настоящее
время к числу важнейших проблем.
Исследования по прогнозу землетрясений
проводятся в России, США, Японии и Китае.
Объектами изучения природных условий
в этом направлении являются статистика
землетрясений, временное изменение
скорости сейсмических волн, первые
вступления сейсмических колебаний,
электропроводность и местные
изменения магнитного поля Земли,
геодезические данные, аномалии наклона
земной поверхности, флуктуации уровня
воды в скважинах, поведение радона в
подземных водах и др. Для получения
сведений, позволяющих прогнозировать
землетрясения, используются
деформографы, наклономеры, различные
лазерные дальномеры, система
наблюдений по программам GPS,
магнитометры
и прочее оборудование и методы.
Прогноз
землетрясений в общем виде включает в
себя три вида: пространственный
— определение места землетрясения;
количественный
— расчет максимальной силы сотрясений
земной поверхности и временной
— установления времени катастрофического
землетрясения.
Первые
два вида в настоящее время оцениваются
довольно точно. Существующие карты
сейсмического районирования
с оконту- риванием конкретных участков
с возможным проявлением землетрясений
определенной балльности и есть ответ
на эти вопросы (рис. 7.1). Карты сейсмического
районирования показывают исходный
балл,
присущий данной территории, учитывающий
обобщенные геологические условия.
В целом составление карт сейсмического
районирования производится на основании
совместного анализа сейсмологических
и инженерно-геологических данных. При
этом используются сведения о распределении
очагов землетрясений в пространстве
и времени, о повторяемости сотрясений,
а также данные о разрушительных
последствиях, происходящих ранее в
пределах этих зон землетрясений,
наибольшей силы с их оценкой по
сейсмической шкале балльности.
Последовательность этих работ следующая
— сначала оценивается сейсмичность
очаговой зоны, затем дается прогноз
сотрясаемости земной поверхности.
Изучив
последствия катастрофического
Гоби-Алтайского землетрясения (1957
г.) В. П. Солоненко, Н. А. Флоренсов и А.
А. Тресков (Гоби-Алтайское землетрясение,
1963) предложили специальный
палеосейсмогеологический метод для
оценки исходного балла районов, в
которых сейсмометрическая сеть очень
редка или вообще отсутствует. Суть
метода заключается в том, что по прямым
сейсмогеологическим признакам
морфологии, характеру, размерам,
количеству остаточных деформаций
(палеосейсмодислокаций) определяется
возможная сила произошедших на данной
территории землетрясений.
Вместе
с тем необходимо подчеркнуть, что
приводимый на картах сейсмического
районирования исходный балл не устраива
84
ет
проектировщиков и строителей, возводящих
в сейсмических районах различные
сооружения. В связи с этим на отдельных
освоенных и осваиваемых участках
(города, крупные поселки, промышленные
объекты и т. д.) проводится сейсмическое
микрорайонирование,
конкретной задачей которого является
установление расчетного
балла,
т. е. выделение в пределах данного
сейсмического региона участков с
существенно различными грунтовыми,
морфометрическими и гидрогеологическими
условиями. На практике достаточна
оценка, при которой выделяются участки,
отличающиеся по степени сейсмического
эффекта при сильных землетрясениях
на один балл по отношению к сейсмическому
эффекту, ожидаемому в данном пункте в
средних грунтовых условиях, т. е. при
исходном балле. Основой сейсмического
микрорайонирования являются, с одной
стороны, сведения о сейсмическом районе
и типах грунтовых условий, выделенных
на основании проведенных
инженерно-геологических исследований.
С другой стороны, сейсмические свойства
грунтов, определенные по результатам
инструментальных сейсмометрических
измерений и соответствующих расчетов,
например, сравнение амплитуд смещений
и колебаний грунтов на площадках с
различными типами инженерно-геологических
элементов или сравнение грунтов
различных участков по их акустическим
жесткостям с учетом резонансных свойств
выделенного инженерно-геологического
элемента, наличие пород с различными
типами частотных характеристик и т. д.
На
рис. 7.11 в качестве примера приведен
фрагмент карты сейсмического
микрорайонирования г. Иркутска,
выполненной в масштабе 1 : 10 000. Как
видно из этой карты, на территории,
характеризующейся исходным баллом
8, выделены 7- и 9-балльные участки. При
этом сейсмическая интенсивность в
баллах указывается цифрой, справа
от которой размещаются следующие
характеристики. Дробный показатель:
в числителе — номер фунтового комплекса
(для данного фрагмента: 1 — песчаники,
алевролиты, полускальные, местами
выветрелые, уровень подземных вод
находится на глубине более 10 м; 2 —
песчаники и алевролиты сильно выветрелые,
урбвень подземных вод на глубине менее
5 м; 4 — суглинки мощностью до 12 м, уровень
подземных вод более 10 м). В знаменателе:
римскими цифрами — номер сейсмической
зоны: I — исходная сейсмичность 8 баллов.
Вверху (степенной показатель) —
индекс частотной характеристики
(табл.7.12), внизу — индекс повторяемости
землетрясений (по СНиП).
Таким
образом, карты сейсмического районирования
являются своего рода прогнозными
картами, указывающими место и возможную
силу сотрясения этого участка земной
поверхности.
Проблема
прогноза времени землетрясения — самая
сложная проблема. В то же время большинство
людей ассоциируют прогноз землетрясений
именно с этим показателем, и не просто
прогноз любого землетрясения, а
именно сильного, разрушительного,
имеющего энергетический класс выше
10. Предсказание же сла-
85
■'
Рис. 7.11. Фрагмент карты сейсмического микрорайонирования территории перспективной застройки г. Иркутска (из материалов С. А. Щербининой, Е. С. Курьян, 3. В. Прибытковой),
Сейсмическая активность: 1 — 7 баллов; 2 — 8 баллов; 3 — 9 баллов, 4 — участки, где при повышении уровня подземных вод (в том числе техногенных) грунты II категории перейдут в III, 5 — границы участков различной интенсивности; 6 — границы распространения различных грунтовых комплексов (см. текст); 7 — границы участков с различными характеристиками; 8 — приращение сейсмической балльности.
бых толчков, не влияющих на устойчивость сооружений, вряд ли имеет смысл. Необходимо отметить, что достоверный временной прогноз невозможен. С целью решения этой проблемы в настоящее время пытаются использовать различные косвенные показатели, или так называемые предвестники, среди которых, как считает Е. В. Пиннекер, наиболее представительными являются гидрогеологические (Основы гидрогеологии..., 1982).
В работах В. Г. Ясько, И. Г. Кисина, Д. Г. Осина и других среди гидрогеологических предвестников землетрясений выделяются три группы: гидрогеологические, гидрогеохимические и гидрогеотермические (Основы гидрогеологии..., 1982). Рассмотрим эти предпосылки более подробно.
Таблица 7.12
Распределение частотных характеристик по типам и их параметры
Тип частотной характеристики
1
2
3
4
Периоды максимумов частотных характеристик, с
0.15—0 25 0.2—0.25 0.15—0.25 0 3—0.4
Амплитуды максимумов частотных характеристик, у е.
5
6
7
8
86
Гидрогеодинамические
предвестники землетрясений обусловлены
упругими деформациями, приводящим^ к
образованию и развитию трещин и
изменению емкости пор. Сжатие и растяжение
пород способствует возрастанию или
ослаблению пластового давления, что
сказывается на режиме подземных вод.
В течение длительного периода перед
землетрясением по мере развития упругих
деформаций происходят постоянные
изменения уровня напора или расхода
подземных вод. Перед землетрясением
происходят более резкие изменения
этих показателей. Однако данные по этим
изменениям, как будет показано на
примерах ниже, пока еще отдельные
разрозненные факты, не позволяющие
точно предсказать время основного
сильного удара стихии. Так, при Ташкентских
землетрясениях 1966— 1969 гг. не все толчки
сопровождались уменьшением давления
подземных вод. При землетрясении в
Газли(1976 г.) за 12 часов до основного
толчка резко понизился уровень воды в
скважине глубиной 118 м, расположенной
в 200 км от эпицентра. Скважина фактически
была полностью осушена, а вода вновь
появилась в ней только через 24 часа. В
Байкальской рифтовой зоне на одном из
наблюдаемых термальных источников
за несколько дней до толчка силой в 6
баллов происходило резкое изменение
дебита (рис. 7.12). Подобное явление
наблюдалось в мае 1974 года при землетрясении
в Японии с магнитудой 6.9 на источнике,
находящемся в 10 км от эпицентра.
Сильнейшее землетрясение в Таншане
(Китай) в 1976 году с магнитудой 7.6
сопровождалось многолетними изменениями
уровней подземных вод, регистрируемыми
системой наблюдательных скважин на
протяжении 3—4 лет, в Иеллоустоиском
парке за 2— 4 года до сильного землетрясения
учащаются извержения гейзеров. Из
приведенных примеров видно, что критерий
времени изменения режима подземных
вод очень неоднозначен, растягиваясь
от нескольких часов до нескольких
лет.
Гидрогеохимические
предвестники землетрясений обусловлены
изменением растворяющей способности
вод в зависимости от давления и
наличием различных флюидов, выделяемых
из земных недр. Повышение давления в
скелете породы сопровождается рас-
Рис.
7.12. Изменение концентрации гелия в воде
{сплошная
линия)
и дебита Окусиканского источника
(штриховая
линия)
перед Уоянским землетрясением в Северном
Прибайкалье (2.11.1976).
87
творением
минерального вещества и возрастанием
общей минерализации. В связи с
возрастающей миграцией подземных вод,
происходящей при увеличении действия
напорных градиентов, изменяется
химический состав подземных вод верхних
горизонтов. Они обогащаются
микрокомпонентами, характерными для
глубинных вод. Весьма показательно
в этот период и поведение газов —
радона, гелия, углекислоты, мигрирующих
снизу вместе с глубинными водами.
Так, в районе г. Тащкента перед
землетрясением 1966 года отмечено
нарастание концентрации радона. В
термальных водах в это время происходит
повышение концентраций гелия (см. рис.
7.7). Максимум таких концентраций обычно
наблюдается за несколько дней до
сейсмического события.
Гидрогеохимические
предвестники землетрясений основываются
на факторе увеличения температуры
подземных вод перед землетрясением,
вызванным изменением направления
переноса тепла от более нагретых
(термальных) к холодным водам; температура,
как правило, изменяется от 0.2 до 2.0 °С
при времени, предшествующем
землетрясению, от 2—3 до 15—20 дней.
Предсказание
времени землетрясений по гидрогеологическим
предвестникам весьма перспективное,
но далеко не единственное направление
решения этой задачи.
К
другим предвестникам времени землетрясений
можно отнести факты изменения рельефа
— высот древних поверхностей, медленные
вертикальные движения отдельных
участков Земли, перекос поверхностей
речных и морских террас и т. п. Так, было
обнаружено, что незадолго до
землетрясения в Ниагате (1964 г.) произошло
увеличение высоты древней поверхности.
Участок земной поверхности,
расположенный вдоль разрыва Сан-Андреас
(Калифорния), — поднятие Палмдейл
начиная с 1959 года поднялся на 5.5 см,
а перед Калифорнийским землетрясением
1971 года опустился на 2.5 м. Такие примеры
можно продолжить, однако все это
разноречивые данные.
Делаются
попытки предсказания времени сейсмических
толчков по изучению перераспределенний
напряжений в земной коре, проводятся
инструментальные наблюдения за
смещениями по трещинам и перемещением
отдельных блоков земной поверхности,
анализируется повторяемость сильных
землетрясений для отдельных участков
Земли, однако все это разрозненные
факты, которые пока трудно уместить в
стройную теорию.
ВЛИЯНИЕ
СЕЙСМИЧНОСТИ НА УСТОЙЧИВОСТЬ ТЕРРИТОРИИ
И СООРУЖЕНИЙ
Различные
виды сейсмического воздействия и
вытекающие отсюда проблемы устойчивости
можно подразделить на два вида:
устойчивость самой геологической
среды, т. е. эффекты геологического
характера, и устойчивость зданий и
сооружений — эффекты
88
их
деформаций и разрушений. В целом
устойчивость территории и расположенных
на ней сооружений при сейсмическом
эффекте колебаний определяется многими
факторами. К ним в первую очередь
относятся морфологические и топографические
характеристики рельефа и особенности
геологического строения.
Большую
роль в уменьшении устойчивости земной
поверхности играет расчлененный
рельеф.
Всегда более опасны в сейсмическом
отношении территории с пересеченным
рельефом, высокими и крутыми склонами,
узкими и высокими гребнями вершин.
Установлено, что в верхних частях
крутых склонов землетрясение всегда
проявляется сильнее, чем в их средней
и нижней частях. С увеличением высоты
на 200 м амплитуда колебаний возрастает
в 1.5—2 раза, а повышению крутизны склонов
с 10 до 48° соответствует увеличение
амплитуды в 2.5 раза. Наиболее опасны и
при- бровочпые участки с переходом от
крутого к пологому склону. Установлено,
что в таких местах сила толчка может
увеличиваться на 1 балл. В пределах
горных участков с альпинотипными
формами рельефа — высокими
узкогребневыми вершинами — также
амплитуда колебаний больше. Здесь
специфической сейсмогенной формой
являются срывы вершин гор. Так, при
сильнейшем Гоби- Алтайском землетрясении
(1957 г.) с магнитудой более 8.0 многие
горные вершины были сколоты и сброшены
в долины либо сместились с поворотом
вокруг оси. Поперечники плоскостей
сколов колебались от 100 м до 0.7 х 1.5 км,
а высота смещенных вершин составила
от десятков до 350 м.
Вторым
существенным фактором, влияющим на
увеличение или снижение балльности,
является геологическое
строение.
Много- слойность пород и их наклонное
залегание, наличие мощных зон выветрелых
толщ, зоны тектонического дробления,
мощные покровы рыхлых образований
с наличием песков и лёссовых грунтов
снижают устойчивость территории и
повышают опасность деформации сооружений.
В целом невыветрелые массивные скальные
грунты довольно стойко переносят
сейсмические удары, на них фактически
не происходит приращения балльности.
Однако при сильных землетрясениях
(М
более 8.0) мгновенное воздействие
сейсмических колебаний на горные породы
сопровождается резким изменением
пористости, тиксотропных свойств,
уменьшением сил сцепления и ослабления
внутренних структурных связей. В
обводненных зонах появляются
гидравлические удары, выбросы и
фонтанирование грунтов, увеличиваются
их плывунные свойства. В. П. Солоненко,
изучая эпицентральную зону Гоби-Алтайского
землетрясения, установил, что по
зонам сейсмогенных разломов происходит
дробление и перетирание горных пород
вплоть до тектонической муки,
тектонической глины и милонитов.
Они образуются из разнообразных пород,
но в основе имеют сходный
гидрослюдисто-монтмориллони- товый
состав. При землетрясении они возникли
практически мгновенно, были выжаты
из трещин и местами образовали стены
высотой до 1.5 м при толщине до 1 м
(Инженерная геодинамика..., 1989).
89
Указанные
выше два фактора (особенности рельефа
и геологическое строение) при оценке
сейсмической устойчивости местности,
как правило, следует рассматривать
совместно. В качестве примера можно
привести Уоянское землетрясение,
произошедшее в Северном Прибайкалье
2 ноября 1976 года (М = 5.2), во время которого
морфологически одинаковые крутые
горные склоны по- разному среагировали
на сотрясение. Основная причина этого
предопределена характером и свойствами
рыхлообломочных скоплений. Сильно
увлажненные осыпные скопления оказались
настолько смерзшимися в момент
сейсмического удара, что представляли
монолит и не имели видимой реакции на
сотрясение. На соседних участках с
такими же уклонами, но сложенными
крупноглыбовым материалом, произошли
значительные смещения поверхностного
слоя, в котором произошло возрастание
интенсивности колебаний (Инженерная
геодинамика..., 1989).
Существенно
влияют на увеличение сотрясаемости
поверхности и гидрологические
условия.
На участках неглубокого залегания
грунтовых вод, болотистых и заболоченных
землях, в зонах подпора и подтопления
интенсивность землетрясений может
быть увеличена на 1 балл. С. В. Медведев
(1962) по сейсмическим свойствам выделил
три категории грунтов, определив для
каждой из них исходный и расчетный
баллы (табл. 7.13). Эти данные обычно
используются для общей оценки
осваиваемых участков на стадиях,
предшествующих сейсмическому
микрорайонированию. Аналогичная
таблица с более детальной характеристикой
грунтов приведена в СНиПе II-7-81.
Особый
интерес с точки зрения оценки устойчивости
отдельных территорий представляют
остаточные деформации — различные
виды экзогенных геологических процессов.
Очень часто их воздействие проявляется
не только в момент сейсмического удара,
но и значительно позже. При этом большую
роль здесь играют часто повторяющиеся
слабые землетрясения, которые сами по
себе не вызывают проявления на земной
поверхности остаточных деформаций, но
способствуют постоянному «растряхиванию»
горных пород, в результате чего в
них ослабляются внутренние структурные
связи и уменьшается прочность, что в
конце концов вызывает развитие
обычных экзогенных геологических
процессов, таких как обвалы, осыпи,
оползни, сплывы, карстовые обрушения
и т. п. По проложенной линии БАМа в
пределах Байкальской рифтовой зоны
участки с повышенной пораженностью
экзогенными геологическими процессами
совпадают с зонами высокой сейсмической
активности. Особое место среди таких
участков занимают межвпадинные
горные перемычки. Постоянная частая
со- трясаемость отдельных частей
перемычек провоцирует возникновение
на первый взгляд неожиданных явлений.
Так, во время сейсмических наблюдений
1967 года за полгода в районе оз. Бол.
Леприндо (Чаро-Муйская перемычка)
зарегистрировано 85 землетрясений
силой до 7 баллов. Постоянное сотрясение
мерзлых вы-
90
Таблица
7.13
Изменение
интенсивности землетрясений в баллах
на основании инженерно-геологических
н гидрогеологических условий (по С. В.
Медведеву, 1962)
III
Категория
грунта по сейсмическим признакам
I
Описание
грунтов
а)
Скальные породы, трещиноватые —
изверженные, метаморфические и
осадочные (граниты, гнейсы, известняки,
песчаники, конгломераты и т. п.)
б)
Полускальные породы (мергели, окаменевшие
глины, глинистые песчаники, туфы,
ракушечники и т. д.)
в)
Курпнообломочные, особо плотные грунты
при глубине залегания грунтовых вод
от поверхности на глубине более 15 м
а)
Глины, находящиеся в твердом состоянии
б)
Пески, супеси, суглинки при залегании
уровня грунтовых вод более 8 м
в)
Крупнообломочные грунты при залегании
уровня грунтовых вод от б до 10 м
а)
Глины, находящиеся в пластическом
состоянии
б)
Пескн, супеси, суглинки при глубине
залегания грунтовых вод менее 4 м
в)
Крупиообломочные грунты при глубине
залегания грунтовых вод менее 3 м
Уточнения
интенсивности в баллах в зависимости
от сейсмичности района
8
10
сокольдистых
отложений вызвало внезапное развитие
термокарста, Образовался термокарстовый
лог протяженностью 650 м, шириной
10—15 и глубиной до 6 м. Одновременно с
просадкой на бортах лога произошли
солифлюкционные сплывы. За это же время
на южном склоне Верхнеангарской впадины
зарегистрировано 370 землетрясений
силой менее 7 баллов. Этому же периоду
соответствует активизация здесь
сейсмогравитационных явлений (Геология
и сейсмичность..., 1985).
Таким
образом, завершая описание влияния
сейсмичности на устойчивость земной
поверхности, еще раз подчеркнем, что
оценка этого влияния слагается из
многих природных факторов.
Другой,
наиболее важной стороной вопроса
является устойчивость сооружений,
находящихся на этой земной поверхности
и представляющей собой единое целое:
геологическая среда — сооружение.
Правда, следует оговориться, что
геологическая среда может сыграть
определенную роль, как это было показано
выше, с уменьшением или увеличением
сотрясаемости конкретного участка
поверхности.
91
При
сильных землетрясениях происходит
разрушение или деформация сооружений.
Как считают Н. Н. Маслов, М. Ф. Котов
(1971), различные сооружения могут быть
повреждены или разрушены в следующих
случаях: а) когда нарушается устойчивость
основания сооружения; б) когда на
сооружение воздействуют сейсмические
инерционные силы; в) когда существует
явление резонанса, т. е. период
сейсмической волны совпадает с периодом
колебательного движения самого
сооружения.
В
СНиПе II-7-81
регламентируется
последовательность расчета и
конструирования антисейсмических
мероприятий для сооружений различного
типа к каждому элементу сооружения при
выполнении этих расчетов.
Согласно
статье 2.5, расчетная сейсмическая
нагрузка
на сооружение (Slk)
в выбранном направлении, приложенная
к точке К
и соответствующая i-му
тону собственных колебаний зданий,
определяется по формуле
^
= (7.9)
где
К1
— коэффициент, учитывающий допускаемые
повреждения зданий и сооружений,
изменяющийся от 0.12 до 1; Кг
— коэффициент, учитывающий
конструктивные решения зданий и
сооружений, рассчитываемый по
соответствующим таблицам СНиПа, не
может превышать величины 1.5; S0ti
—
значение сейсмической нагрузки для
i-ro
тона
собственных колебаний сооружения,
определяемого в предположении
упругого деформирования конструкции
по формуле
^lk=QkA^K^lk, (7.10)
где
Qk
—
вес сооружения, отнесенный к точке К
и определяемый с учетом расчетных
нагрузок на конструкции; А
— сейсмический коэффициент или
коэффициент сотрясаемости (представляет
собой величину отношения значения
максимального сейсмического
ускорения, о котором мы говорили выше,
к ускорению силы тяжести). Значение
этого коэффициента в соответствии со СНиПом
следует
принимать равным 0.1; 0.2; 0.3
соответственно для расче
тов
сейсмичности 7, 8, 9 баллов; (3, — коэффициент
динамичности, соответствующий i-му
тону собственных колебаний сооружения,
определяемый по соответствующим
формулам для различных типов грунтов
и колеблющийся от 2 до 3 единиц; ЛТф
— коэффициент, характеризующий
конструкции и изменяющийся от 1 до
5;
t|iit
—
коэффициент, зависящий от формы
деформаций сооружения при его
собственных колебаниях по i-му
тону и от места расположения нагрузки,
определяемый по соответствующей
формуле, приведенной в СНиПе.
Рассчитанная
таким образом сейсмическая нагрузка
позволяет оценить степень устойчивости
существующего или проектируемого
сооружения. Следует напомнить, что при
освоении различных
92
территорий
в прошлые века в мире и особенно у нас
в России сейсмический фактор практически
не учитывался, то же самое можно сказать
и о довоенном Советском Союзе. В качестве
примера можно привести БАМ. Так,
первый этап его проектирования и
инженерно-геологических изысканий,
проведенных в тридцатых—начале
сороковых годов, совершенно не учитывал
сейсмичность региона. Перепроектирование
этого объекта с учетом сейсмозащиты
сооружений от возможной силы землетрясений
до 9 баллов увеличило сметную плановую
стоимость объекта на 4 млрд рублей (в
ценах семидесятых годов).
В
настоящее время народнохозяйственное
освоение сейсмических районов
требует соблюдения определенных правил
и ограничений. Во-первых, это выбор
строительных площадок, характеризующихся
простыми инженерно-геологическими
условиями. При проведении работ по
составлению схем районных планировок
экономических районов выбор площадок
под новые города, поселки и промышленные
предприятия следует проводить с наиболее
благоприятными грунтовыми условиями
(скальные, полускальные, плотные
грубообломочные и т. п. породы), в пределах
которых возможно минимальное приращение
сейсмической балльности. Пригодность
выбранной площадки рекомендуется
обосновывать материалами сейсмических
исследований, в особо ответственных
случаях — путем проведения детального
сейсмического микрорайонирования
для каждого варианта размещения поселка
или промышленного объекта. Во-вторых,
при разработке или корректировке
генерального плана города, поселка,
крупного промышленного объекта на
основе выполненного детального
сейсмического районирования составляются
схемы строительного зонирования по
этажности, схемы застройки каждой
сейсмической зоны, схемы компановки
сооружений и схемы размещения улиц,
площадей, зеленых зон. Последние
размещаются в пределах участков,
характеризующихся повышенной
сейсмической опасностью.
Устойчивость
сооружений в моменты сейсмического
толчка во многом зависит от глубины
заложения фундамента. Особенности
проектирования оснований зданий и
сооружений, возводимых в сейсмических
районах, регламентируется СНиПом
2.02.01.83. Как следует из этих норм и
правил, расчет
основания
с учетом сейсмических воздействий
выполняется по несущей способности
фунтов, которая должна быть достаточной
для устойчивой работы фундамента.
Расчет оснований по несущей способности
выполняется на действие, как правило,
только вертикальной составляющей от
нафузок, передаваемых фундаментом, и
определяется по формуле
АВ
= ^Ф, (7.11)
*н
где
Nt
—
нормальная составляющая нафузки; Ф —
несущая способность основания; кИ
— коэффициент надежности, принимаемый
93
равным
не менее 1.5; тс
— сейсмический коэффициент условий
работы, который принимается для скальных,
крупнообломочных, песчаных и глинистых
грунтов равным 1.2; для водонасыщенных
рыхлых песков и глинистых грунтов
неустойчивой консистенции — равным
0.7; для всех остальных пород — равным
1.0.
Поскольку
несущая способность определяется
такими показателями свойств горных
пород, как угол внутреннего трения,
сцепление, временное сопротивление
сжатию, то при недостаточной их прочности
и монолитности рекомендовано применять
специальные меры по искусственному
укреплению свойств горных пород
основания (цементация, силикатизация,
обжиг и др.).
Глубина
заложения фундаментов для грунтов,
относимых к I и II категориям (табл. 7.13),
обычно принимается такой же, как для
фундаментов в несейсмических районах.
Для зданий высотой более 5 этажей глубину
заложения фундаментов рекомендуется
увеличивать путем устройства подвальных
этажей, которые должны располагаться
под всем зданием или под его отдельными
отсеками симметрично относительно
оси здания или отсека. Здания или
сооружения, имеющие сложную форму в
плане, должны разделяться
антисейсмическими швами.
Для
повышения устойчивости зданий в
последние десятилетия в Советском
Союзе уделялось специальным
системам активной сейсмозащиты,
основными достоинствами которых
являлось расширение областей
применения индустриальных стандартных
конструкций и изделий, выпускаемых
строительными комбинатами и заводами
железобетонных конструкций. Под мерами
активной
Системы
активной сейсмозащиты зданий
Системы,
реализующие принцип сеисмоизоляции
Адаптивные
системы
*
i
■г
(О
;«
, о «
«5
;й <D X {XX
я
2
X
о
о
я
h
<l> 55
Eg- s 2
о °
A
2
Я
2
A
X
8
O ев О О
NhC
A о 2
2
о
X
О
я
2
X
В « ео Л - ^5
О 2 * ев о сх
!!
А
2
2
о
X
и
Системы с повышенным демпфированием
22
гч
Щ *
Л о
Системы с гасителями колебаний
я
2
Я _
* 5 5 й
«Он
о
и
2 2 Ри
о ы Я
U
s
2
ев
w S
>Я О Я ьс
ев W
и У
lit
all
йа
Я A
Og с
я
2
2
*я
up
Д1
s
s
s
к
8
я*
is
4s
Рис. 7.13. Классификация систем сейсмоактивной защиты зданий (по В. С. Полякову и др., 1988).
94
сейсмозащиты
B.C.
Поляков
с соавторами (1988) понимают в отличие
от обычных мероприятий, связанных с
повышением несущей способности
конструкций, меры, обеспечивающие
снижение уровня инерционных сил,
возникающих в конструкциях во время
землетрясения. Они объединили
использующиеся в настоящее время
конструктивные мероприятия в четыре
основные группы (рис. 7.13):
системы,
реализующие принципы сейсмоизоляции;
адаптивные системы с изменяющимися характеристиками;
системы с повышенным демпфированием;