книги из ГПНТБ / Пучков, С. В. Закономерности колебаний грунта при землетрясении

Можно считать, что при одном и том же заряде при взрыве в гли­ не в здании возникают горизонтальные колебания со скоростью в 2 раза большей, чем при взрыве в мергелистом мелу, и в 3 -4 раза большей, чем в других меловых слоях.

Соотношение скоростей вертикальных колебаний несколько иное: при взрыве в глине скорость в 2—2,5 раза больше, чем при взрыве такого же заряда в других меловых слоях.

Различие в интенсивности передачи энергии разным слоям, по-ви­ димому, связано с тем, что в меловых слоях доля энергии, идущая на разрушение породы и на работу в зоне неупругих деформаций, боль­ ше, 4<jm в глине. Эти соображения иллюстрируются тем фактом, что при взрывах в водонасыщенных грунтах интенсивность передачи энер­ гии значительно выше, чем в сухих. Полученные данные о характере передачи упругой энергии разными горными породами находятся в со­ гласии с такими представлениями.

Характерными элементами для колебаний в главной фазе являются их период и форма движения. Как известно, движение в этой части происходит с наибольшим периодом и носит регулярный синусоидальный характер. Форма колебаний, периоды отдельных вступлений и характер затухания во времени для данного расстояния от источника, как пока­ зывают наблюдения, не зависят от горизонта взрывания, а определя­ ются свойствами грунта в точке наблюдения.

Последнее обстоятельство имеет существенное значение при изуче­ нии колебаний сооружений от взрывов.

Если взрывы в грунте повторяются систематически в течение весь­ ма длительного периода времени, то для сохранности зданий и сооруже­ ний, расположенных в зоне взрывов, предельно допустимые заряды должны быть ограничены до таких пределов, при которых возникающие максимальные скорости колебаний были бы меньше, чем в условиях одиночных взрьюов. Учитывая запас прочности кирпичной кладки при повторных нагрузках, максимальные скорости колебаний должны быть уменьшены в 5—6 раз. Так как критерием сейсмической безопасности считается скорость колебаний частиц, то последняя не должна превы­ шать 2 - 3 см/сек.

4.8. Колебания сдвига земляной плотины формы тела равного сопротивления динамическим усилиям, вызываемым землетрясениями

Обследование и анализ последствий сильных землетрясений показы­ вает, что повреждение и разрушение земляных плотин начинается в ос­ новном с гребня. Так, во время Японского землетрясения 1923 г.

повреждения и разрушения земляных плотин на реках характеризова­ лись оседаниями, образованием трещин по гребню и откосам, ополза­ нием больших массивов грунта. При высоте земляных плотин от 4,5 до 7 м осадка составляла 0,6 м и больше. Некоторые плотины сов­

90

сем сравнялись с поверхностью земли. В некоторых плотинах при зна­

ниях земляные плотины испытывают значительные деформации, харак­ тер и величина которых показывают, что плотины работают в условиях далеко за пределами упругости. Поэтому исследование поведения зем­ ляных плотин при землетрясениях методами линейной теории упругости представляет лишь первое приближение к действительности. Они дают возможность выделить те направления в теле плотины, в которых мож­ но ожидать серьезные повреждения.

Наиболее распространенной формой поперечного сечения земляной

ний такой плотины, из которого видно, что частота колебаний зависит от высоты плотины и скорости распространения поперечных волн в ее материале. При этом на частоту колебаний длина и ширина плотины не оказывают никакого влияния. Вследствие этого для определения частот собственных колебаний земляную плотину в первом приближении мож­ но рассматривать как слой, горизонтальные размеры которого неогра-

Совместные колебания системы плотины трапецеидального и прямо­ угольного сечений и воды верхнего бьефа исследовались школой М.Т.Уразбаева L64 ] . Было найдено, что присоединенная масса воды к ко­ лебаниям плотины уменьшает частоту собственных колебаний гидроуп— ругой системы.

/».9. Профиль земляной плотины равной прочности сейсмическим воздействиям

Близкой к трапецеидальной может служить земляная плотина, вы­ полненная в форме тела, равного сопротивления сейсмическим воздейст­ виям по высоте. Определим очертания такой плотины, выступающей над поверхностью земли и находящейся под действием сейсмического уско­ рения. Начало осой координат возьмем на оси симметрии в основании плотины (рис.2 7 ). Горизонтальная сейсмическая сила, действующая на

91

X

Р и с. 27. Поперечное сечение плотины

плотину в любом поперечном сечении, может быть записана следующим образом:

смический коэффициент, равный отношению горизонтального сейсмичео-

где у _ удельный вес; Fx - площадь поперечного сечения в точке. Следовательно, выражение (4 ,2 8 ) будет иметь вид

х

S(x) = - К у / F dx.

со

Будем искать форму тела из условий равного сопротивления сейсми­ ческим напряжениям

92

Таким образом, очертания плотины равного сопротивления сейсми­ ческим воздействиям аналитически можно представить в таком виде:

тическом отношении исследование ее несколько легче, чем трапецеи­ дальной плотины и,в-третьих, на ее возведение потребуется меньше материала грунта, и, следовательно, она будет более экономичной. На­ сколько нам известно, земляные плотины сечением формы тела равно­ го сопротивления сейсмическим силам до сих пор не исследовались.

Исследуем поведение земляной плотины при прохождении сейсми­ ческой волны. Силы, действующие на плотину, в общем случае будут следующие: силы инерции, вызванные перемещением основания плоти­ ны при землетрясении и гидродинамическое давление воды вследствие движения плотины как целого и при ее деформировании.

В первом приближении при исследовании земляных плотин гидроди­ намическое давление воды обычно не учитывается. Поэтому мы ограни­ чимся исследованием колебаний сдвига плотины под действием гори­ зонтальных колебаний, приложенных в основании при землетрясении.

Дифференциальное уравнение колебаний сдвига земляной плотины формы тела, равного сопротивления сейсмическим воздействиям по вы­

93

г -----—

где FQ - площадь поперечного сечения основания плотины; а =-\/ К^у/R;

Кс - коэффициент сейсмичности] У - вес единицы объема; R - посто­ янное напряжение на сдвиг; Ь\/С/р' - скорость распространения попе­

Рассмотрим движение, отвечающее неравенству ~ >а > тогда

94

В этом случае решение дифференциального уравнения (4 ,3 9 ) будет иметь вид

где

Обратимся теперь к граничным условиям задачи. Второе условие

(4 ,3 7 ) дает при х = 1:

Х(е) * А(а^ sin/3l + /3cos/3l) — B(/3sin)3l — a^cos/3l) = 0.

Подставляя это значение в выражение (4 ,4 1 ), получим окончательно вынужденные колебания сдвига земляной плотины при прохождении сей­ смической волны

ляной плотине возрастают от основания к ее вершине по показатель­ ной функции. На гребне плотины они оказываются наибольшими. Поэто­ му можно ожидать, что в этом месте в первую очередь могут возник­ нуть повреждения при сильных землетрясениях. Это обстоятельство на­ ходится в соответствии с тем, что наблюдалось в действительности при обследовании повреждений и разрушений земляных плотин во время Японского землетрясения 1923 г., а также других сильных землетря­ сениях.

95

Приведем конкретный пример расчета отношений смещений при ко­ лебаниях сдвига плотины формы тела, равного сопротивления сейсми­ ческим воздействиям, взятых на гребне, к смещению в его основании. Плотина намывная, как и трапецеидальная, состоит из суглинка. Высо­ та плотины по длине неодинакова и соответствует высоте трапецеидаль­

uo(x>l)x=o

Примем, что периоды колебания в проходящей сейсмической волне близки преобладающим периодам колебаний, измеренным на трапецеи­

отношений смещений в зависимости от периода колебаний в проходя— ’чей сейсмической волне.

Проведем сравнение этих графиков с результатами инструменталь­ ных измерений, выполненных на трапецеидальной плотине при слабых землетрясениях. С этой целью на рис. 28,6 построены эксперименталь­ ные кривые отношения смещений на гребне плотины к смещению на ее основании в зависимости от периода колебаний. Сравнение соответс-т—

Т а б ли ц а 22

uo

96

Глава 5

П РИНЦ ИПЫ КОМПЛЕКСНОГО МЕТОДА СЕЙСМИЧЕСКОГО РАЙ ОН И РОВАН И Я

5.1. Краткие исторические сведения

Первые исследования, намечающие пути развития сейсмического районирования в нашей стране, относятся к концу прошлого и началу текущего века. Среди них видное место занимают работы И.В.Мушкетова и Д.И.Мушкетова [3 2 - 3 5 ] , А.П. Орлова, К.И. Богдановича [ 3 1, М.Бронникова [ 8 ] и других исследователей.

Исследования обычно сводились к установлению характера наруше­ ний в почве и повреждений зданий и сооружений. Анализ этих данных позволял составить представление о распределении интенсивности сей­ смических колебаний в эпицентральной зоне землетрясения, и оконту­ рить площади одинаковых сотрясений (изосейсты).

Таковы были итоги обследований Верненского землетрясения 2 8 мая 1887 г., Андижанского землетрясения 3 декабря 1902 г., Шемахинского землетрясения 31 января 1902 г. [И ] и многих других сильных землетрясений.

В некоторых исследованиях стал намечаться новый подход с попыт­ ками объяснения условий возникновения землетрясений. Изучая послед­ ствия землетрясения в северном Тянь-Шане, К.И.Богданович, И.М.Карк, Б.Я. Корольков и Д.И. Мушкетов [3 1 развили идею, выдвинутую Гобсом, о приуроченности землетрясений к сейсмотектоническим разрывам.

На основе этих представлений ими была составлена карта изосейст этого землетрясения, где максимальная сила сотрясений оказалась приуроченной к окрестностям разрывов.

Первый опыт сейсмического районирования был проведен в 1933 г. Н.Н.Ботвинкиным Ш для территории Туркмении. На этих картах рай­ онирования показаны площади возможных в будущем землетрясений силой от 5 до 9 баллов.

Несколько позднее Г.П. Горшков [ 16, 17 ] составил карты сейсми­ ческого районирования, в которых эпицентральные области происшедших землетрясений, иногда далеко отстоящих друг от друга, изображались слитно. Вследствие этого форма изосейст оказывалась весьма разно­ образной. Размеры площадей одинаковых сотрясений достигали иногда многих десятков и сотен километров. Такие карты составлены для всех сейсмических областей территории Советского Союза.

Медведевым С.В. [29 1 составлены карты сейсмического райониро­ вания территории Молдавии. Зоны каждого балла дифференцировались

сточки зрения сейсмической опасности на три части: низкой, средней

ивысокой.

В1949 г. И.Е. Губин [14] предложил карты сейсмического райо­ нирования, на которых основными элементами являются эпицентральные

98

Зпинентральные зоны или зоны возникновения сильных землетря­ сений обычно связываются с областями дифференцированных движений геологических структур. Таким образом, эпицентральная зона также приурочивается к сейсмотектоническим разрывам. На основе многочис­ ленных полевых сейсмогеологических исследований И.Е. Губин составил карты сейсмического районирования Гармской области, Юго-западной

изучаемой территории. Тектонические разрывы им рассматриваются как явления, производные от развития более общих структурных форм. По­ следние в конечном счете определяют сейсмическую активность текто­ нических разрывов.

Такое представление важно для установления зон сейсмической активности данной территории, но ни в какой мере не уменьшает роли тектонических разрывов как мест, по которым осуществляются подвиж­ ки крупных структурных комплексов, вызывающих землетрясения.

В последние годы Ю.В. Ризниченко, И.Л. Нерсесов и др. [5 4 ] при­ менили идею повторяемости сильных землетрясений, развитую Б.А. Гу­ тенбергом и К.Рихтером [ 18 ] , для расчета периода времени, через который эти землетрясения ожидаются в данном районе.

5.2.Сущность сейсмического районирования

Всоответствии с требованиями практики при построении схемы сейсмического районирования должны решаться три основные задачи: установление места возникновения сильного землетрясения; предсказа­ ние силы этого землетрясения на поверхности земли; оценка убывания интенсивности сейсмических колебаний от эпицентра землетрясения.

На различных этапах развития методов сейсмического районирова­ ния первая задача решалась по-разному [ 9 ]. Г.Г1. Горшков [1 7 ] , осно­ вываясь на с.ейсмостатистических данных о происшедших землетрясе­ ниях и геологического строения района дал контуры возможных зон землетрясений в будущем.

Эта карта легла в основу первой Государственной карты сейсми­ ческого районирования территории^ СССР.

Как было отмечено ранее, зоны сильных землетрясений связывают­ ся с сейсмотектоническими разрывами в земной коре и с местами дифференцированных движений геологических структур. Б настоящее время это представлеше подтверждается и сейсмическими наблюдени­

ями [ 12, 13 ].

Однако здесь имеются трудности. Первая трудность заключается в том, что из всей совокупности видимых на поверхности разрывов не­

обходимо выделить те, которые, как иногда выражаются, 'живут" и по которым могут происходить подвижки, вызывающие сильные землетря­ сения [ 65].

99