库水升降条件下水-岩作用特征

地震次数会随库水升降而增减吗？~

20世纪60年代以来，水库地震遍及世界各国，水库地震与日俱增，国内外已有几十座库容1亿立方米以上的大水库诱发了地震。非洲赞比亚卡里巴水库、印度柯依纳水库、希腊克里马斯塔水库和我国新丰江水库等，都诱发了6级以上的破坏性地震。
纵观国内外的水库地震，地震次数和地震大小均随库水升降而增减，最大地震一般发生在第一次蓄满水后的数月之内。水库地震还与库容及坝高有一定关系，诱发了地震的水库，库容一般在10亿立方米以上，坝高多在100米以上。破坏性的水库地震，都发生在库容25亿立方米以上、坝高100米以上的大型水库。但不是所有高坝大水库都诱发地震，全世界坝高200米以上的大水库只有25%左右诱发了地震，坝高100米以上、库容10亿立方米以上的大型水库只有10%诱发了地震，坝高100米以上、库容不足10亿立方米的大型水库则只有0.54%诱发了地震。
许多位于地震区的大水库平安无事，有些位于非地震区的中小水库却诱发了地震。但所有诱发地震的水库，都位于地质构造复杂和地下岩层软弱易透水的地区。几十万年来地质构造活动强烈、有大规模活动断层或多组断层交错切割的地区，地下应力分布复杂，水库蓄水后增加的静压力可以改变地下应力分布状况，造成地下应力分布不均匀和局部加强，致使断层失去平衡，最后突然断错形成地震。另外，水渗透对断层面的软化、润滑、吸附、增温、水化学、气化学及应力腐蚀等物理化学作用，亦使地下断层易于活动，导致发生一系列地震。各水库的具体情况和条件不同，诱发地震的原因也不完全相同，但水库地震都属于有水参与作用的构造地震，研究水库地震是地震学的一个专门课题。

地震（earthquake）又称地动、地振动，是地壳快速释放能量过程中造成振动，期间会产生地震波的一种自然现象。由于地壳运动引起的地球表层的快速振动，地壳快速释放能量过程中造成的振动，期间会产生地震波。也是地壳运动的一种特殊表现形式。全球每年发生地震约五百五十多万次。地震常常造成严重人员伤亡，能引起火灾、水灾、房屋倒塌、有毒气体泄漏、细菌及放射性物质扩散，还可能造成海啸、滑坡、崩塌、地裂缝等次生灾害。

中文名称：地震
英文名称：earthquake
定义：地壳在内、外营力作用下，集聚的构造应力突然释放，产生震动弹性波，从震源向四周传播引起的地面颤动。
应用学科： 水利科技（一级学科）；水利勘测、工程地质（二级学科）；工程地质（水利）（三级学科）
地球，可分为三层。中心层是地核，地核主要是由铁元素组成；中间是地幔；外层是地壳。地震一般发生在地壳之中。地壳内部在不停地变化，由此而产生力的作用（即内力作用），使地壳岩层变形、断裂、错动，于是便发生地震。超级地震指的是震波极其强烈的大地震。但其发生占总地震7%~21%,破坏程度是原子弹的数倍，所以超级地震影响十分广泛，也是十分具有破坏力的。
地震，是地球内部发生的急剧破裂产生的震波，在一定范围内引起地面振动的现象。地震(earthquake)就是地球表层的快 速振动，在古代又称为地动。它就像海啸、龙卷风、冰冻灾害一样，是地球上经常发生的一种自然灾害。大地振动是地震最直观、最普遍的表现。在海底或滨海地区发生的强烈地震，能引起巨大的波浪，称为海啸。地震是极其频繁的，全球每年发生地震约五百五十万次。
地震常常造成严重人员伤亡，能引起火灾，水灾，有毒气体泄漏，细菌及放射性物质扩散，还可能造成海啸，滑坡，崩塌，地裂缝等次生灾害。
地震波发源的地方，叫作震源(focus)。震源在地面上的垂直投影，地面上离震源最近的一点称为震 中。它是接受振动最早的部位。震中到震源的深度叫作震源深度。通常将震源深度小于60公里的叫浅源地震，深度在60-300公里的叫中源地震，深度大于300公里的叫深源地震。对于同样大小的地震，由于震源深度不一样，对地面造成的破坏程度也不一样。震源越浅，破坏越大，但波及范围也越小，反之亦然。
破坏性地震一般是浅源地震。如1976年的唐山地震的震源深度为12公里。
破坏性地震的地面振动最烈处称为极震区，极震区往往也就是震中所在的地区。
观测点距震中的距离叫震中距。震中距小于100公里的地震称为地方震，在100-1000公里之间的地震称为近震，大于1000公里的地震称为远震，其中，震中距越长的地方受到的影响和破坏越小。
地震所引起的地面振动是一种复杂的运动，它是由纵波和横波共同作用的结果。在震中区，纵波使地面上下颠动。横波使地面水平晃动。由于纵波传播速度较快，衰减也较快，横波传播速度较慢，衰减也较慢，因此离震中较远的地方，往往感觉不到上下跳动，但能感到水平晃动。
当某地发生一个较大的地震时，在一段时间内，往往会发生一系列的地震，其中最大的一个地震叫做主震，主震之前发生的地震叫前震，主震之后发生的地震叫余震。
地震具有一定的时空分布规律。
从时间上看，地震有活跃期和平静期交替出现的周期性现象。
从空间上看，地震的分布呈一定的带状，称地震带。就大陆地震而言，主要集中在环太平洋地震带和地中海—喜马拉雅地震带两大地震带。太平洋地震带几乎集中了全世界80%以上的浅源地震（0千米～60千米），全部的中源（60千米～300千米）和深源地震（>300千米），所释放的地震能量约占全部能量的80%。

地震规模

拯救人员地球，可分为三层。中心层是地核，地核主要是由铁元素组成；中间是地幔；外层是地壳。地震一般发生在地壳之中。地壳内部在不停地变化，由此而产生力的作用（即内力作用），使地壳岩层变形、断裂、错动，于是便发生地震。超级地震指的是震波极其强烈的大地震。但其发生占总地震7%~21%，破坏程度是原子弹的数倍，所以超级地震影响十分广泛，十分具有破坏力的。目前还无法预测。　
目前衡量地震规模的标准主要有震级和烈度两种。
地震震级
地震震级是根据地震时释放的能量的大小而定的。一次地震释放的能量越多，地震级别就越大。目前人类有记录的震级最大的地震是1960年5月22日智利发生的9.5级地震，所释放的能量相当于一颗1900万吨炸药量的氢弹，或者相当于一个100万千瓦的发电厂40年的发电量。这次汶川地震所释放的能量大约相当于90万吨炸药量的氢弹，或100万千瓦的发电厂2年的发电量。
目前国际上一般采用美国地震学家查尔斯·弗朗西斯·芮希特和宾诺·古腾堡（Beno Gutenberg）于1935年共同提出的震级划分法，即现在通常所说的里氏地震规模。里氏规模是地震波最大振幅以10为底的对数，并选择距震中100千米的距离为标准。里氏规模每增强一级，释放的能量约增加32倍，相隔二级的震级其能量相差1000 (~ 32 × 32)倍。 　
小于里氏规模2.5的地震，人们一般不易感觉到，称为小震或者是微震；里氏规模2.5-5.0的地震，震中附近的人会有不同程度的感觉，称为有感地震，全世界每年大约发生十几万次；大于里氏规模5.0的地震，会造成建筑物不同程度的损坏，称为破坏性地震。里氏规模4.5以上的地震可以在全球范围内监测到。有记录以来，历史上最大的地震是发生在1960年5月22日19时11分南美洲的智利，根据美国地质调查所，里氏规模竟达9.5。
地震烈度
同样大小的地震，造成的破坏不一定是相同的；同一次地震，在不同的地方造成的破坏也不一样。为了衡量地震的破坏程度，科学家又“制作”了另一把“尺子”一一地震烈度。在中国地震烈度表上，对人的感觉、一般房屋震害程度和其他现象作了描述，可以作为确定烈度的基本依据。影响烈度的因素有震级、震源深度、距震源的远近、地面状况和地层构造等。
一般情况下仅就烈度和震源、震级间的关系来说，震级越大震源越浅、烈度也越大。一般来讲，一次地震发生后，震中区的破坏最重，烈度最高；这个烈度称为震中烈度。从震中向四周扩展，地震烈度逐渐减小。所以，一次地震只有一个震级，但它所造成的破坏，在不同的地区是不同的。也就是说，一次地震，可以划分出好几个烈度不同的地区。这与一颗炸弹爆后，近处与远处破坏程度不同道理一样。炸弹的炸药量，好比是震级；炸弹对不同地点的破坏程度，好比是烈度。
例如，1990年2月10日，常熟-太仓发生了5.1级地震，有人说在苏州是4级，在无锡是3级，这是错的。无论在何处，只能说常熟-太仓发生了5.1级地震，但这次地震，在太仓的沙溪镇地震烈度是6度，在苏州地震烈度是4度，在无锡地震烈度是3度。还有就是2008年5月12日的四川汶川发生了8级大地震，造成了很大的损失。
在世界各国使用的有几种不同的烈度表。西方国家比较通行的是改进的麦加利烈度表，简称M.M.烈度表，从1度到12度共分12个烈度等级。日本将无感定为0度，有感则分为I至Ⅶ 度，共8个等级。前苏联和中国均按12个烈度等级划分烈度表。中国1980年重新编订了地震烈度表（见表）。
中国地震烈度表
1度：无感－仅仪器能记录到；
2度：微有感－特别敏感的人在完全静止中有感；
3度：少有感－室内少数人在静止中有感，悬挂物轻微摆动；
4度：多有感－室内大多数人，室外少数人有感，悬挂物摆动，不稳器皿作响；
5度：惊醒－室外大多数人有感，家畜不宁，门窗作响，墙壁表面出现裂纹；
6度：惊慌－人站立不稳，家畜外逃，器皿翻落，简陋棚舍损坏，陡坎滑坡；
7度：房屋损坏－房屋轻微损坏，牌坊，烟囱损坏，地表出现裂缝及喷沙冒水；
8度：建筑物破坏－房屋多有损坏，少数破坏路基塌方，地下管道破裂；
9度：建筑物普遍破坏－房屋大多数破坏，少数倾倒，牌坊，烟囱等崩塌，铁轨弯曲；
10度：建筑物普遍摧毁－房屋倾倒，道路毁坏，山石大量崩塌，水面大浪扑岸；
11度：毁灭－房屋大量倒塌，路基堤岸大段崩毁，地表产生很大变化；
12度：山川易景－一切建筑物普遍毁坏，地形剧烈变化动植物遭毁灭。
例如，1976年地震，震级为7.6级，震中烈度为十一度；受唐山地震的影响，天津市地震烈度为八度，北京市烈度为六度，再远到石家庄、太原等就只有四至五度了。
4地震前兆

前兆指地震发生前出现的异常现象，伴随地震而产生的物理、化学变化（振动、电、磁、气象、水氡含量异常等），往往能使一些动物的某种感觉器官受到刺激而发生异常反应。
地下水异常
地下水主要包括井水、泉水等。地震前出现的主要异常有发浑、翻花、冒泡、升温、变色、变味、井孔明显变形、泉眼突然枯竭或涌出等现象。人们总结了震前井水变化的谚语：井水是个宝，地震有前兆。 无雨泉水浑，天干井水冒。 水位升降大，翻花冒气泡。 有的变颜色，有的变味道。
动物异常
许多动物的某些器官感觉特别灵敏，它能比人类提前知道一些灾害事件的发生，日常中见到地震前动物反应异常表现：牛、马、驴、骡等惊慌不安、不进厩、不进食、乱闹乱叫、打群架、挣断缰绳逃跑、蹬地、刨地、行走中突然惊跑。鸡飞上树鸣叫、鸭不下水、猪不吃食、狗乱叫、大鼠叼小鼠满街跑等现象。至于在视觉、听觉、触觉、振动觉，平衡觉器官中，哪些起了主要作用，哪些又起了辅助判断作用，对不同的动物可能有所不同。
电磁异常
电磁异常是指地震前家用电器，如收音机、电视机、日光灯等出现的失灵现象。最常见的是收音机的失灵、手机信号减弱或消失、电子闹钟失灵等现象。
5地震分布

地球活动地震活动在时间上具有一定的周期性。表现为在一定时间段内地震活动频繁，强度大，称为地震活跃期；而另一时间段内地震活动相对来讲频率少，强度小，称为地震平静期。
地理分布
地理分布——地震带
地震的地理分布受一定的地质条件控制，具有一定的规律。地震大多分布在地壳不稳定的部位，特别是板块之间的消亡边界，形成地震活动活跃的地震带。全世界主要有三个地震带：
一是环太平洋地震带，包括南、北美洲太平洋沿岸，阿留申群岛、堪察加半岛，千岛群岛、日本列岛，经台湾再到菲律宾转向东南直至新西兰，是地球上地震最活跃的地区，集中了全世界80%以上的地震。本带是在太平洋板块和美洲板块、亚欧板块、印度洋板块的消亡边界，南极洲板块和美洲板块的消亡边界上。
二是欧亚地震带 ，大致从印度尼西亚西部，缅甸经中国横断山脉，喜马拉雅山脉，越过帕米尔高原，经中亚细亚到达地中海及其沿岸。本带是在亚欧板块和非洲板块、印度洋板块的消亡边界上。
三是中洋脊地震带包含延绵世界三大洋（即太平洋、大西洋和印度洋）和北极海的中洋脊。中洋脊地震带仅含全球约5﹪的地震，此地震带的地震几乎都是浅层地震。
中国的震区
中国地震主要分布在五个区域：台湾地区、西南地区、西北地区、华北地区、东南沿海地区和23条大小地震带上。

6地震现象

地震地震发生时，最基本的现象是地面的连续振动，主要特征是明显的晃动。
极震区的人在感到大的晃动之前，有时首先感到上下跳动。这是因为地震波从地内向地面传来，纵波首先到达的缘故。横波接着产生大振幅的水平方向的晃动，是造成地震灾害的主要原因。1960年智利大地震时，最大的晃动持续了3分钟。地震造成的灾害首先是破坏房屋和建筑物，如1976年中国河北唐山地震中，70%～80%的建筑物倒塌，人员伤亡惨重。
地震对自然界景观也有很大影响。最主要的后果是地面出现断层和地震裂缝。大地震的地表断层常绵延几十至几百千米，往往具有较明显的垂直错距和水平错距，能反映出震源处的构造变动特征（见浓尾大地震，旧金山大地震）。但并不是所有的地表断裂都直接与震源的运动相联系，它们也可能是由于地震波造成的次生影响。特别是地表沉积层较厚的地区，坡地边缘、河岸和道路两旁常出现地裂缝，这往往是由于地形因素，在一侧没有依托的条件下晃动使表土松垮和崩裂。地震的晃动使表土下沉，浅层的地下水受挤压会沿地裂缝上升至地表，形成喷沙冒水现象。大地震能使局部地形改观，或隆起，或沉降。使城乡道路坼裂、铁轨扭曲、桥梁折断。在现代化城市中，由于地下管道破裂和电缆被切断造成停水、停电和通讯受阻。煤气、有毒气体和放射性物质泄漏可导致火灾和毒物、放射性污染等次生灾害。在山区，地震还能引起山崩和滑坡，常造成掩埋村镇的惨剧。崩塌的山石堵塞江河，在上游形成地震湖。1923年日本关东大地震时，神奈川县发生泥石流，顺山谷下滑，远达5千米。
地震的故事：
2008年5月12日14时28分04.0秒，四川汶川县发生7.8级大地震。据四川省地震灾害和抗震救灾最新进展情况通报，截止5月13日下午16点，四川省内灾情为：死亡已超过12000人，受伤26206人，被埋9404人，损害房屋346万间。
时间一点一点的消逝，每一分钟，都有着不少灾区人民因抢救官兵与医生的资源不够，而面临着死亡的危险。在网上，最新的消息和图片以及视频不断传来，而其中一则视频，更让我难以忘怀：视频的第一画面，是一座已经坍塌的楼房，这个地方曾经是一座美丽的校园。
在坍塌的瓦砾堆中，一张稚嫩的小脸出现在眼前。那是一个一二年级左右的小女孩。经过了一天的掩埋，小女孩的脸由于过度饥饿和缺氧，原本红润的小脸已经变成了黑黄黑黄了。在她的脸上，依稀可以看见哭过的泪痕，还有那淡淡的绝望。小女孩的嘴巴还在一张一合，可是在视频中却听不到她的声音，想来小女孩在被废墟掩埋时曾经哭喊、求救，嗓子已经变哑了。
看到这个小女孩，我心中很是感慨。四川的大地震，导致数以万计的人民围困在废墟中。他们和这位小女孩一样，在瓦砾堆之中无法自救，如果官兵不及时抢救他们，这些人民的生命将岌岌可危，受到死神的压迫。这时，只听一阵大喊：“这里有人！”一群官兵奔跑而来，激动地实施抢救工作。小女孩的脸上顿时充满了喜悦，大声叫着：“快来救我！”一位官兵低下头，对小女孩说道：“小妹妹，我们正在救你。你不要讲话，好好待着，耐心等我们！”小女孩听话地不讲话了，眼巴巴地看着官兵们。
由于小女孩在废墟的里层，如果动用一些抢救的机器，可能会使废墟再度坍塌，危机小女孩的生命。不能动用机器，官兵们就围成一个圈，趴下来用手来刨着瓦砾。此时已是凌晨一点，这些官兵们已抢救了多个坍塌地点，早已累的不行了。可是，只要自己松懈一秒，那么困在废墟下的人民就有可能面临死亡的危险！为了受灾人民，自己苦点、累点，根本不算什么。官兵们就是秉着“早进一秒就可能多救一人”的信念，不间断地抢救着受灾人民。这时，小女孩周围的瓦砾终于被官兵们清理完了，小女孩成功地被解救了出来。
7地震成因

地震地震分为天然地震和人工地震两大类。此外，某些特殊情况下也会产生地震，如大陨石冲击地面(陨石冲击地震)等。引起地球表层振动的原因很多，根据地震的成因，可以把地震分为以下几种：
构造地震
由于地下深处岩石破裂、错动把长期积累起来的能量急剧释放出来，以地震波的形式向四面八方传播出去，到地面引起的房摇地动称为构造地震。这类地震发生的次数最多，破坏力也最大，占全世界地震的90%以上。
火山地震
由于火山作用，如岩浆活动、气体爆炸等引起的地震称为火山地震。只有在火山活动区才可能发生火山地震，这类地震只占全世界地震的7%左右。
塌陷地震
由于地下岩洞或矿井顶部塌陷而引起的地震称为塌陷地震。这类地震的规模比较小，次数也很少，即使有，也往往发生在溶洞密布的石灰岩地区或大规模地下开采的矿区。
诱发地震
由于水库蓄水、油田注水等活动而引发的地震称为诱发地震。这类地震仅仅在某些特定的水库库区或油田地区发生。
人工地震
地下核爆炸、炸药爆破等人为引起的地面振动称为人工地震。人工地震是由人为活动引起的地震。如工业爆破、地下核爆炸造成的振动；在深井中进行高压注水以及大水库蓄水后增加了地壳的压力，有时也会诱发地震。
由于地球在不断运动和变化，逐渐积累了巨大的能量，在地壳某些脆弱地带，造成岩层突然发生破裂，或者引发原有断层的错动，这就是地震。地震绝大部分都发生在地壳中。 地震共分为构造地震、火山地震、陷落地震和诱发地震四种。构造地震是指在构造运动作用下，当地应力达到并超过岩层的强度极限时，岩层就会突然产生变形，乃至破裂，将能量一下子释放出来，就引起大地震动，这类地震被称为构造地震，占地震总数90%以上。 火山地震是指在火山爆发后，由于大量岩浆损失，地下压力减少或地下深处岩浆来不及补充，出现空洞，引起上覆岩层的断裂或塌陷而产生地震。这类地震数量不多，只占地震总数量7%左右。 陷落地震是由于地下溶洞或矿山采空区的陷落引起的局部地震。陷落地震都是重力作用的结果，规模小，次数更少，只占地震总数的3%左右。 人工地震和诱发地震是由于人工爆破，矿山开采，军事施工及地下核试验等引起的地震。由于人类的生产活动触发某些断层活动，引起的地震称诱发地震，主要有水库地震，深井抽水和注水诱发地震，核试验引发地震，采矿活动、灌溉等也能诱发地震。我国广东新丰江水库自1959年10月建成蓄水以来，截止到1987年，已记录到337次地震，其中1962年发生了6.1级地震，使混凝土大坝产生82米长的裂缝。

库岸岩体在库水升降长期作用下发生渐进破坏, 势必影响研究区滑坡群的演化趋势。根据上述试验方案, 模拟库水升降及长期循环作用下岩石力学的损伤, 分析在库水压力条件下水-岩作用特征, 为研究三峡库区蓄水后滑坡在水-岩长期作用下演化规律提供依据。

一、 试样选择、 分组和强度预测研究

1. 试样分组及强度预测方法

因为本次水-岩循环作用试验周期长(六个期次), 考虑三种水位升降及浸泡条件,需要大量岩样试样(80多块)。 由于岩样矿物成分以及沉积弱面、 裂隙等也会有所差异,通过一批单轴试验发现即使同一岩块上采集的岩样其强度也有较大区别。试样数据的离散性可能会掩饰水-岩试验过程的某些规律, 为了解决离散度问题, 采取波速、 回弹测试进行分组, 根据岩石相关特征对岩石强度进行预测。

声波在岩体中的传播速度能较好地反映岩体矿物组成及强度、颗粒结构联结力以及空隙性特性, 测试便利且不会对岩样产生损伤。 利用纵波速度研究岩石的强度、变形特征等在岩土工程界得到广泛应用。 通过大量的理论分析及试验, 建立声波速度与岩石单轴抗压强度回归方程。 回弹法在检验混凝土质量、 确定岩石强度及岩石磨蚀性方面得到广泛应用。 国外学者通过大量试验, 建立岩石表面回弹值与岩石无围压强度直接的经验公式。 我国一些学者也做过这方面的研究, 并用回归分析的方法拟合出了一些岩石强度与回弹值之间的关系曲线(丁黄平, 2008)。

声波法预测岩石强度公式:

三峡库区构造与地质灾害关系研究

回弹预测岩石强度公式:

三峡库区构造与地质灾害关系研究

上式中:σ_c1、 σ_c2分布表示岩石单轴抗压强度预测值(MPa)。

人工神经网络非线性映射能力极强, 具有良好的容错特性和强大的非线性处理功能(杨朝晖, 1997)。神经网络方法克服采用回归分析方法有可能掩饰某些强度规律的缺点,根据已有的测试数据通过一定算法(学习算法)自动获取信息并且总结规律, 能较好地实现各参数之间的复杂的非线性映射。 该方法可以很方便的建立岩石强度的预测模型, 并且通过学习及时校正预测模型。

首先采取一批试样进行波速、 回弹测试方法对试样进行分组, 根据岩石声波及其回弹值、 实测强度, 通过神经网络学习建立岩样强度预测模型(表5-1)。

表5-1 单轴试验BP训练样本

2.基于神经网络的岩石强度预测

(1)BP神经网络结构

对于不同的样本, 有些样本数据可能会特别大或特别小, 为了减少奇异样本数据对网络训练的影响, 最好对样本数据进行归一化处理。但实测值都具有一定的离散性, 岩石实测回弹、声波、强度范围值不一定为该类数据真实范围。 故本文取实测最大值的1.2倍,最小值的0.8倍作为样本的范围值, 训练中样本数据的归一化采用下式:

三峡库区构造与地质灾害关系研究

训练样本数据平均回弹值(mR)和声波作为网络输入层, 故输入层节点对应为2个,输出层为岩石试样强度, 节点为1个。 隐含层节点数的选择较为复杂, 节点太少可能造成网络训练不足, 而节点太多会造成学习时间过长, 结果也不一定精确。通过网络训练和测试发现, 当该网络隐含层节点数介于3～5个时, 网络训练较佳, 理论上早已证明: 至少一个S形隐含层加上一个线性输出层, 能够逼近任何有理函数。 因此, 最终确定网络结构为含一个隐含层的3层BP网络, 输入层节点数为2, 隐含层节点数为3, 输出层节点数为1。 隐含层传递函数采用tansig, 输出层传递函数采用logsig, 最终BP神经网络结构图如图5-12所示。 由于网络训练受初始权值及阈值影响较大, 学习速率决定循环训练中所产生的权值变化量, 通过多次对比训练, 来选取预测效果较好的网络, 最终学习速率0.9,动量参数为0.5。

图5-12 BP神经网络结构图

(2)岩石强度进行预测

每个试样测试声波和回弹值作为输入值, 岩样实测强度为输出值, 采用MATLAB软件自带BP工具对岩样单轴强度进行预测。 由于试样均为标准试样, 可采用岩石试样的声波测试时间作为输入参数。 前10个数据(见表5-1)作为样本数据进行训练(图5-13), 建立神经网络模型, 然后将后面4个数据作为校核样本(表5-2), 将校核样本带入训练好的BP神经网络进行预测, 最后计算数据如图5-14所示。

图5-13 BP神经网络训练误差曲线

表5-2 检验样本强度预测结果

图5-14 岩石实测强度值与BP神经网络预测值

岩石纵波波速反映岩石内部构造, 回弹值反映岩石表层强度, 两者结合能够较好地反映岩体的强度特征。根据声波速度、 回弹值和岩石单轴强度数据, 建立BP神经网络进行训练, 通过校核样本进行预测岩样的强度值, 误差较小。 BP神经网络能较好地实现各参数非线性映射关系, 不需要通过事先给定数学形式, 可以很方便地建立岩石强度的预测模型, 为后文分析多因素条件下的岩石强度演化规律提供思路。

二、 砂岩实验强度特征分析

1. 砂岩试验强度特征

开始对5个试样进行三轴试验, 由此得出砂岩在不同围压条件下的应力关系曲线, 由图5-15看出, 岩样压缩的应力-应变曲线大体一致, 可将此过程分为: ①压密过程, 岩样裂隙压密, 岩样轴向变形较大, 曲线呈上凹形状; ②弹性过程。砂岩应力-应变曲线为线性关系, 斜率即为岩样的弹性模量; ③塑性强化过程, 岩样承载力达到峰值, 在此过程中形成剪切屈服带; ④峰后软化过程, 岩样沿着局部剪切带滑移, 岩样的承载力下降, 应力-应变为线性关系, 是稳定软化过程, 斜率即为弱化模量。

图5-15 砂岩压缩试验应力-应变曲线

岩样内部由于经受应力产生损伤, 变形局部化即为岩样随机空间分布无序的损伤发展到有序化的过程。 图5-15可看出砂岩加载时弹性模量各异, 但峰后软化模量相差不大。这是由于砂岩经受历史应力路径不同导致岩样内部产生损伤不同, 因此加载时表现的弹性模量各不相同。

2.岩样强度特征数值模拟

由实验数据表5-3, 采用摩尔-库仑强度准则进行拟合, 即

三峡库区构造与地质灾害关系研究

表5-3 原始样强度及声波值

其中

峰后软化阶段是岩样损伤有序化的表现形式, 反映岩石屈服后的力学特性。砂岩压缩曲线能简化为应变软化双线型模型, 可推导出剪切带形成后的塑性应变与摩擦角Φ^p和黏聚力C^p关系。

三峡库区构造与地质灾害关系研究

其中: E为岩样弹性模量; K为弱化模量;εps为塑性应变分量。

通过计算可得Φ=47.34°, C=16.69MPa, 取E=20.04GPa, K=-122.8GPa, 即得出塑性应变后其屈服软化参数。用FLAC3D建模模拟岩样压缩过着, 采用FLAC3D自带的莫尔-库仑应变软化模型进行计算, 通过自定义表格分段对应塑性应变和参数, 将砂岩软化参数带入, 单元产生塑性应变后其屈服参数根据自定义表格进行修正。

模型采用标准圆柱体, 试样直径为5cm, 高径比为2, 分别模拟5MPa、 10MPa围压下岩样的三轴压缩试验(围压为一步施加)。 采用位移控制, 下端固定, 上端位移速率为5×10^-8m/时步。 每40时步记录岩样的轴向应力和应变, 得出各围压条件下岩样压缩应力-应变关系(图5-16, 图5-17)。 由图可知, FLAC3D模拟的各围压下岩样压缩应力-应变关系均为双线型, 强度与实验结果也相差不大, 峰后软化呈稳定软化过程, 软化模量与试验结果亦基本一致, 说明该应变软化模型是可行的。

图5-16 围压5MPa下FLAC3D计算得出的应力-应变图

三、 库水升降作用下砂岩的试验结果分析

1.不同水位条件下岩石强度演化特征

根据初始超声波测试对试样进行分组, 岩样初始纵波速度变化范围较大, 测试时间为32.6～47.4μs, 波速2109～3067m/s, 平均声波时间T=39.3μs, 而回弹值在30～40之间, 平均回弹值N=34。按照试验方案对试样进行岩石力学试验, 分析岩石在经历了不同库水压浸泡及升降条件、不同“浸泡—风干”循环次数, 不同围压下的岩石试验强度,初始声波值及三轴强度数据见表5-4。

图5-17 围压10MPa下FLAC3D计算得出的应力-应变图

表5-4 岩石测试声波值及其三轴试验强度值

续表

由表5-4可知, 岩样试验结果较为复杂, 为了方便分析不同库水压条件下水-岩作用岩石的强度特征, 将每个期次数据进行对比统计, 分别考虑不同期次条件、不同水压力对岩石强度影响。本文以岩石试样的声波测试时间(T)作为基准试验数据进行对比, 分别比较不同水位升降条件下三者的强度值(A与B、 B与C、 A与C), 其中A、 B、 C分别代表0.8MPa、 0.4MPa、 0.0MPa库水压力条件下岩石的试验强度。

结果分三种情况: ①用符号“↓”表示水压力大时, 岩石强度较小; ②用符号“↑”表示水压力大时, 岩石强度反而较大; ③用符号“—”表示两者强度相近或者无法对比。例如, 第一期单轴试验0.4MPa条件强度最大, 即“A<B”、“B>C”, 分别用“↓”、“↑”标记, 而0.8MPa与0.0MPa条件强度相近, 用“—”标记; 最终对比分析及相应的统计结果如下表5-5所示。

表5-5 不同库水压力条件下三轴强度对比分析

续表

注:A、 B、 C分别代表0.8MPa、 0.4MPa、 0.0MPa不同压力条件的强度。

统计分析可知, 在前期试验(1～2次循环)过程中, 在不同水压力浸泡及水位升降条件下, 水压力越大, 岩石强度大的岩样反而较多; 在后期试验(5～6次循环)过程中,在不同水压力条件及水位升降下, 其浸泡后, 水压力越大, 岩石强度小的岩样较多。

综上所述, 不同水压力条件及水位升降浸泡对岩石强度有着不同的影响, 而且随着“浸泡—风干”循环过程, 水压力对岩石影响规律也不尽相同。 表明在水压力状态下岩石的力学损伤可能比预想的复杂, 其机理分析也更为复杂。 在经历第一次循环之后, 抗压强度不下降, 反而有所增加, 体现出一种超孔隙压作用的结果, 岩石中的孔隙吼道在水压力作用下开放, 水进入孔隙; 压力解除后吼道迅速封闭, 孔隙中水被封闭于孔隙中形成高孔隙压, 在孔隙吼道没有被破坏的情况下, 岩石抗压强度由于孔隙水压的存在而升高。 岩石越细这一过程也越复杂呈现出波状变化的特点。

2.不同循环期次条件下岩石强度演化特征

在整个试验过程中, 试样的初始声波有较大的差别, 初始测试声波时间为32.6～47.4μs,通过岩样的三轴压缩试验结果分析,第5～6期试样声波值与初始试样值较为接近, 并且经历5～6次循环强度值趋于稳定, 其强度值为初始值的57%～80%(表5-6)。

表5-6 后期(5～6次循环)强度与初始强度对比

为了分析不同循环期次条件下的岩石强度演化规律, 采用BP人工神经网络方法预测不同期次条件下的岩石强度, 输入值为围压(σ₃=0, σ₃=5, σ₃=10, σ₃=20)、水压力条件、声波测试时间(T)、 期次, 对应的输出为岩样强度值, 分别建立各种不同围压下的岩石强度神经网络预测模型。 最后建立的神经网络结构为含一个隐含层的3层BP网络, 输入层节点数为4, 隐含层节点数为5, 输出层节点数为1, BP神经网络结构图如图5-18所示。通过建立的BP神经网络预测模型, 输入岩样的围压、 水压条件、 声波测试时间、 期次即可预测该岩样的强度。

图5-18 BP神经网络结构图

为了分析岩样三轴试验强度变化规律, 将不同围压、不同水压条件下初始声波值, 试验期次以及对应的岩石强度等试验数据, 建立神经网络模型预测岩样强度。试验数据总共为84组, 单轴试验数据共19组, 其中16组数据为样本训练数据(表5-7),3组为校核样本数据(表5-8); 围压为σ₃ =5试验数据共19组, 其中16组数据为样本训练数据(表5-9), 3组为校核样本数据(表5-10); 围压为σ3=10试验数据总19组, 其中16组数据为样本训练数据(表5-11),3组为校核样本数据(表5-12); 围压为σ₃=20强度试验数据总19组, 其中16组数据为训练样本数据(表5-13), 3组为校核样本数据(表5-14); 样本训练数据共76个, 检测样本为12个。

表5-7 σ₃=0时BP预测样本数据

表5-8 BP检验样本及其预测结果

表5-9 σ₃=5时BP预测样本数据

表5-10 BP检验样本及其预测结果

表5-11 σ₃=10时BP预测样本数据

续表

表5-12 BP检验样本及其预测结果

表5-13 σ₃=20时BP训练样本数据

表5-14 BP检验样本预测结果

通过对共计76个数据进行训练建立神经网络, 然后对12个校核样本进行预测, 试验值与预测值误差较小,神经网络预测结果较为可靠。将试样数据(包括围压、水压、期次、声波)代入建立好的神经网络模型, 即可预测该试样在不同条件下的强度。本文选取一种模拟试样(声波44.4),通过BP神经网络预测该岩样不同水压力条件及水位升降、不同期次条件下的强度值见表5-15,各期次岩石强度演化规律如图5-19～图5-23所示。

图5-19 BP神经网络训练误差曲线

图5-20 围压为σ₃=0(T=44.4μs)各期次强度预测

表5-15 模拟试样(T=44.4μs)各期次BP预测强度结果

图5-21 围压为σ₃ =5(T=44.4μs)各期次强度预测

围压0Pa时即单轴试验, 后期强度为初始值的66.1%～72.6%, 不同条件下强度劣化程度较为复杂, 常压力条件下前期(1～2次循环)强度劣化速度快, 后期(5～6次循环)强度趋于稳定; 水压力条件下前期强度反而增大, 后期水压力条件下劣化较快, 强度比常压条件下要低。 围压5MPa条件下, 后期强度为初始值的52.4%～58.9%, 不同条件岩样的强度劣化规律相差不大, 前期(1～2次循环)强度劣化速度快, 后期(5～6次循环)较慢, 趋于稳定。 围压10MPa条件下, 后期强度为初始值的46.6%～51.7%, 不同条件岩样的强度劣化规律相差不大, 前期(1～2次循环)强度劣化速度快, 后期(5～6次循环)较慢, 并趋于稳定。 围压20MPa条件下, 后期强度为初始值的66.1%～79.7%, 不同条件下强度劣化程度较为复杂, 常压力条件下强度劣化速度快, 水压力条件下前期强度反而增大, 后期水压力条件下劣化较快, 强度比常压条件下要低。

图5-22 围压为σ₃=10(T=44.4μs)各期次强度预测

图5-23 围压为σ₃=20(T=44.4μs)各期次强度预测

综上所述, 经过6次循环后期强度为初始值的46.6%～79.7%, 不同条件下模拟试样预测强度规律较为复杂。 围压0Pa与20MPa下规律较为一致, 前期强度没有明显劣化,甚至有所提高, 而后强度劣化较快, 后期强度为初始值的66.1%～79.7%; 围压5Pa与10MPa水压力条件下规律较为一致, 常压条件下, 前期强度劣化速度较快, 而后期强度劣化速度变慢, 后期强度为初始值的46.6%～58.9%。

四、 砂岩三轴试验应力-应变分析

由三轴强度实验结果表明, 不同水压力及水位升降条件、 不同期次(循环次数)浸泡对岩石强度有着不同的影响。 为了研究试样在不同期次(循环次数)、水压力对岩石三轴强度的影响规律, 现列出了部分砂岩试样压缩试验应力-应变曲线。

1. 不同期次(1～6次循环)条件下的试验曲线应力-应变分析

不同条件下砂岩单轴试验应力-应变曲线如图5-24～图5-26所示, 图中标注的“51-1 [0.8/1]”表示试样编号51-1, 条件为0.8MPa水压力, 1次循环的试验曲线结果(下文其他标注类同)。

图5-24 常压条件不同期次下单轴试验应力-应变曲线

图5-25 在0.4MPa水压条件下不同期次下单轴试验应力-应变曲线

图5-26 在0.8MPa水压条件下不同期次下单轴试验应力-应变曲线

随着“饱和—风干”循环次数的变化, 岩样劣化较为明显, 下面结合各试样压缩过程的变形模量的变化规律(表5-16)。

表5-16 不同期次下单轴试验变形模量

(1)在常压条件下, 经历“饱和—风干”过程随着期次(循环次数)的增长, 试验曲线压密段逐渐变长, 试验曲线弹性段的变形模量明显降低。后期屈服过程形成较为明显的屈服平台, 压缩变形增大, 峰值强度时的变形值甚至为初始值2倍以上。 说明经过“饱和—风干”循环过程, 岩体颗粒结构不断的发生变化, 孔隙吼道不断开放, 岩样不断劣化。

(2)经历6次“饱和—风干”后的岩样劣化明显, 但在不同水压力及水位升降条件下其随着期次(循环次数)的岩样劣化规律与常压条件下也不尽相同。 在水压力下, 前期(1～2次循环)试样试验曲线变化不明显, 中后期(3～6次循环)岩样试验曲线出现较大幅度的变化。 在0.8MPa水压力条件下, 前期(1～2次循环)试样试验曲线压密段甚至变短、 弹性模量明显变大, 与高孔隙水压力相关。

2.前期(1～2次循环)不同水压力条件下试验曲线应力-应变分析统计结果表明, 在前期试验(1～2次循环)水压力越大, 强度反而大的岩样较多,为了分析前期水压力及其水位升降对岩石影响规律, 将岩样1～2期试验的应力-应变曲线一并列出。

由图5-27～图5-30, 岩样的压缩曲线形状大致相同, 但压密段长短不一, 弹性段的变形模量也相差较大, 而且曲线压密段越短, 变形模量越大。下面结合各试样压缩过程的变形模量的变化规律(表5-17), 分析不同水压条件下岩样三轴压缩的应力-应变特征, 总结如下:

图5-27 围压σ3=0, 1～2期试验应力-应变曲线

图5-28 围压σ3=5, 1～2期试验应力-应变曲线

图5-29 围压σ3=10, 1～2期试验应力-应变曲线

图5-30 围压σ3=20, 1～2期试验应力-应变曲线

(1)在前期试验(1～2次循环)过程中, 第二期(2次循环)大部分试样压密段变长, 变形模量降低, 但不同条件下的变化规律也有所差别。 在常压条件下, 第二期试样(52-3、 19-1、 19-2、 19-3)明显变软, 压密段较长, 变形模量降低明显, 而水压力条件下的大部分试样曲线的变化反而没有如此明显, 部分试样反而增大。 以上分析表明,在前期试验(1～2次循环)过程中, 常压条件下的“饱和—风干”循环作用使岩样的变化更为明显, 而在水压力条件下试验曲线变化小, 表现更为复杂。

表5-17 前期(1～2次循环)变形模量统计表

(2)在第一期(1次循环)试验, 相比常水压条件下的试验曲线(51-3、 16-1、16-2、 16-3), 水压力条件下的大部分试样曲线压密段变长, 但变形模量变化不大, 部分试样甚至更大。 这可能由于经历1次饱和—风干循环后, 在水压力条件下的岩样的空隙率增大较快, 但其颗粒骨架结构减弱速度没有明显变化, 甚至变慢。 这两方面的作用也将导致水压力条件下的水-岩作用形式更为复杂。

(3)在第二期(2次循环)试验, 相比常水压条件下的试验曲线(52-3、 19-1、19-2、 19-3), 水压力条件下的大部分试样(除17-1 )曲线压密段变短, 变形模量也比常压条件下要大。这可能由于经历2次饱和—风干循环后, 水压力条件下岩样的空隙率增大, 颗粒骨架结构减弱速度均较慢, 这两方面的作用导致第二期试验水压条件高, 其变形模量反而越高。

3.后期(5～6次循环)不同水压力条件下的应力-应变特征分析

由统计结果表明, 在后期试验(5～6次循环)水压力条件越大, 强度越小的岩样较多。 由于后期试验强度趋于稳定, 试验曲线也相差不大, 为了分析后期水压力及其水位升降对岩石的影响规律, 将初始试样与第5～6期试验的部分试样应力-应变曲线进行对比(图5-31～图5-33)。

图5-31 围压σ₃ =5三轴试验应力-应变曲线

(1)与初始试样相比,后期试样出现明显的软化, 强度峰值时变形量为初始值两倍左右, 卸除荷载后的残余变形也是初始值两倍左右。

图5-32 围压σ₃=10三轴试验应力-应变曲线

图5-33 后期次围压σ₃=20三轴试验应力-应变曲线

(2)后期(5～6次循环)试样压缩曲线,相比常水压条件下的试验曲线, 水压力条件下的大部分试样变形模量也比常压条件下要稍小, 强度较低, 但相差不大。

五、 岩石破坏特征分析

不同水压力及水位升降条件、不同期次(循环次数)浸泡对岩石强度有着不同的影响, 相应岩样的应力-应变曲线也大不一样, 砂岩试样在不同围压、不同期次(循环次数)时破坏形态不一样, 其对应破坏机理也是不一样的。 为了研究试样在不同围压, 不同时期其破坏形态的变化规律, 特列出了砂岩试样详细的破坏形态照片。

1. 单轴试验破裂特征

为了分析水压条件下、不同期次条件下岩样的破坏形态特征, 以下将单轴试验试样破坏形态照片进行了排列, 如图5-34所示。

单轴压缩状态下岩样的破坏形式较为复杂, 砂岩试样端部基本都出现了破裂圆锥面(图5-35), 并将在岩样中部产生近乎沿轴向的张拉应力, 试样表面形成与轴向近乎平行的裂缝(图5-36)。

(1)在不同期次条件下, 岩样试验破坏形态有着较大差别。 岩样单轴破坏形式主要分为两种情况: ①试样破裂程度较大(图5-37), 形成含有圆锥的对角破坏; 同时, 部分试样在出现了类似于“压杆失稳”的岩片折断破坏, 试验中可以听到清脆的破裂声,属于典型的脆性张拉破坏(图5-38)。 此类破坏主要在前期试验中出现。 ②破坏形态表现较为“完整”, 也形成破裂圆锥面和轴向裂缝, 但没有贯穿的裂缝与岩片折断现象, 表现较为“完整”。 此类破坏主要在后期试验中出现, 由于岩样压缩变形较大, 在剪切变形的作用下颗粒之间发生稳定的滑移, 其破坏形式为在内部的剪切滑移(图5-39), 在试验曲线上表现为明显的屈服平台, 岩样强度较低。

图5-34 单轴试验破坏形态(从左往右依次为0～7期试验)

图5-35 单轴试验破裂圆锥面

图5-36 单轴试验0～2期岩样破裂形态

图5-37 51-1岩样破裂形态

图5-38 单轴试验5～6期岩样破裂形态

图5-39 单轴试验第6期(56-2)岩样破裂形态

(2)在不同水压力及水位升降条件下破坏形态也不尽相同。 水压力条件越大, 单轴试验时破裂程度越大,0.8MPa水压力条件下岩样破坏时最为破裂, 第6期(试样56-1)才较为完整,0.4MPa条件下第5～6期(岩样55-2、 56-2)较为完整, 常压条件下第4～6期(岩样54.3、 55-3、 56-3)较为完整。

2.三轴试验岩石破坏特征(图5-40～图5-44)

围压下压缩岩样破坏形式, 与单轴压缩下岩样有着较大区别, 主要为两种破坏: 含圆锥的对角破坏(图5-40), 破裂面由岩样端部的锥面和岩样中部的平面共同构成; 剪切面破坏, 形成单一剪切面或者两个相互连接的剪切面(图5-41), 破坏位置随试样而变化。 两种破坏方式不一样, 但其破坏面角度也不一致, 对角破坏时角度为64°～69°, 剪切面破坏时角度稍大, 为66°～72°。 根据Coulumb强度准则, 岩石破坏的剪切破坏角为β =45°+Φ/2, 对角破坏时计算其摩擦角为38°～48°, 剪切面破坏时摩擦角为42°～54°。

图5-40 对角破坏特征

图5-41 两个相互连接的剪切面

为了分析不同围压条件下、 不同期次条件下岩样的破坏形态特征, 以下将三轴试验试样破坏形态照片进行排列, 如图5-42～图5-44所示。

(1)随着围压升高, 砂岩试样破坏时剪切角逐渐减小, 围压达到20MPa时, 试样破坏时往往只有单一的剪切破坏面。 围压达到10MPa、 20MPa时, 大部分试样在压缩过程中未产生宏观断裂, 只是产生大量的滑移迹线; 20MPa时部分试验滑移线具有剪裂面特征。

(2)相同围压破坏的试样, 浸泡时水压力变化越大, 其剪切破坏角相对越小, 说明水压力条件对试样强度参数的劣化影响较大。

3.含有沉积弱面岩样破坏特征(图5-45, 图5-46)

砂岩为沉积岩层, 取样时均垂直于层理, 部分岩样含垂直轴向的沉积弱面, 在试验之前均未张开, 在几次“饱和—风干”循环试验后, 试验时形成轴线近垂直的张裂纹。并且随着试验压力的升高, 裂纹出现几率升高。

图5-42 围压为5MPa岩样破坏形态特征

图5-43 围压为10MPa岩样破坏形态特征

图5-44 围压为20MPa岩样破坏形态特征

经历“风干—饱和”循环后, 三轴轴向压缩试验过程中, 后期部分试样内弱面产生局部的拉伸破坏, 出现张裂纹(图5-45), 可能由于岩样的软弱面在水压升降及浸泡作用后明显的弱化, 在压缩过程中塑性变形较大, 弹性变形较小, 卸载时在岩样弹性变形恢复, 弱面位置容易产生拉伸变形, 最终形成张开的裂隙(图5-46)。

图5-45 三轴试验过程出现的拉伸裂纹

试验中部分试样在经历水位升降及水压条件浸泡作用后, 在ELE渗流仪中进行渗流试验。 经历2～3次“风干—饱和”循环后, 渗流试验时大部分试样沿着弱面的拉伸破坏, 出现垂直轴向的张裂纹。这说明在水压升降及水压浸泡作用后, 考虑渗流作用使弱面更容易弱化, 岩样沿着弱面破坏。

图5-46 渗透试验过程中出现的裂纹

总之, 在库水作用下, 水-岩作用特点发生了根本性的变化, 这些变化主要体现为:

(1)在库水压力作用下, 岩石中的部分孔隙吼道被打开, 但是这种开放不是永久式的; 在库水位降低之后吼道关闭, 形成高孔隙水压, 使岩石在一段时间内具有抗压强度升高的趋势, 这种过程具有由表及里的渐进发展规律, 表现为与岩石类型和胶结程度密切相关。 岩石粒度越粗, 胶结为泥质或钙质胶结, 抗压强度升高的过程会更短暂。

(2)在库水压力状态下岩石崩解过程会加快, 不同岩石加快的程度不同。

(3)不同库水压力状态下岩石破坏形式存在一定差别, 特别是沿软弱面发生的破坏,与库水压力状态下存在很大的相关性。

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