工程地质分析原理

第七章

地震导致的区域性砂土液化

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7.1 基本概念及研究意义粒间无内聚力的松散砂体，主要靠粒间摩擦 力维持本身的稳定性和承受外力。当受到振动时， 粒间剪力使砂粒间产生滑移，改变排列状态。如 果砂土原处于非紧密排列状态，就会有变为紧密 排列状态的趋势，如果砂的孔隙是饱水的，要变 密实效需要从孔隙中徘出一部分水，如砂粒很细 则整个砂体渗透性不良，瞬时振动变形需要从孔 隙中排除的水来不及排出于砂体之外，结果必然 使砂体中空隙水压力上升，砂检之间的有效正应 力就随之而降低，当空隙水压力上升到使砂粒间 有效正应力降为零时，砂钦就会悬浮于水中，砂 体也就完全丧失了强度和承载能力，这就是砂土 液化(sand liquefacation)。这种秒水悬浮液在

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砂土液化引起的破坏主要有以下四种： (1)涌砂：涌出的砂掩盖农田，压死作物，使 沃土盐碱化、砂质化，同时造成河床、渠道、径 井筒等淤塞，使农业灌溉设施受到严重损害。 (2)地基失效：随粒间有效正应力的降低，地 基土层的承裁能力也迅速下降，甚至砂体呈悬浮 状态时地基的承栽能力完全丧失。建于这类地基 上的建筑物就会产生强烈沉陷、倾倒以至倒塌。 例如，日本新漏1964年的地震引起的砂土液化， 由于地基失效使建筑物倒塌2130所，严重破坏 6200所，轻微破坏31000所。

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1976年房山地层时，天津市新港望河楼建筑群， 田地基失效突然下沉38cm,倾斜度达30%。 (3)滑塌：由于下伏砂层或敏感粘土层震动液 化和流动，可引起大规模滑坡。如1964年阿拉斯 加地震，安科雷奇市就因敏感粘土层中的砂层透 镜体液化而产生大滑坡。这类滑坡可以产生在极 缓，甚至水平场地。 (4)地面沉降及地面塌陷：饱水疏松砂因振动 而变密，地面也随之而下沉，低平的滨海湖平原 可因下沉而受到海湖及洪水的浸淹，使之不适于 作为建筑物地基。例如1964年阿拉斯加地震时， 波特奇市即因震陷量大而受海潮浸淹，

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迫使该市迁址。地下砂体大量涌出地表，使地下 的局部地带被掏空，则往往出现地面局部塌陷， 例如1976年唐山地层时宁河县富庄层后全村下沉 2.6一2.9m,塌陷区边缘出现大量宽1—2m的环形 裂缝，全村变为池塘。

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地震引起砂土液化(台中港1-4码头)

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7.2 地震时砂土液化机制7.2.1 振动液化 砂土受振动时，每个颗粒都受到其值等于振 动加翅度与颗粒质量乘积的惯性力的反复作用。 由于颗粒间没有内聚力或内聚力很小，在惯性力 周期性反复作用下，各颗粒就都处于运动状态， 它们之间必然产生相互错动并调整其相互位臵， 以便降

低其总势能最终达到最稳定状态。如振动 前砂体处于紧密排列状态，经震动后砂粒的排列 和砂体的孔隙度不会有很大变化，如振动前砂土 处于疏松排列状态，则每个

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颗粒都具有比紧密排列高得多的势能，在振动加 速度的反复荷载作用下，必然逐步加密，以期最 终成为最稳定的紧密状态。 如果砂土位于地下水位以上的包气带中，由 于空气可压缩又易于排出，通过气体的迅速排出 立即可以完成这种调整与变密过程，此时只有砂 土体积缩小而出现的“覆陷”现象，不会液化。 如果砂土位于地下水位以下的饱水带，情况就完 全不同，此时要变密就必须排水。地层的振动频 率大约为1一2周期/秒，在这种急速变化的周期 性荷载作用下，伴随每一次振动周期产生的孔隙 度瞬时减小都要求排挤出一些水，

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如砂的渗透性不良，排水不通畅，则前一周期的 排水尚未完成，下一周期的孔隙度再减小又产生 了。应排除的水不能排出，而水又是不可压缩的， 所以孔隙水必然承受由孔隙度减小而产生的挤压 力，于是就产生了剩余孔隙水压力或超孔隙水压 力(excess pore water pressure)。前一个周期的剩 余孔隙水压尚未消散，下一周期产生的新的剩余 孔隙水压力又迭加上来，故随振动持续时间的增 长，剩余孔隙水压会不断累积而增大。 已知饱水砂体的抗剪强度τ由下式确定： τ=(σn-pw)tgφ= σ0·tgφ

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式中：pw为孔隙水压；σ0为有效正压力。在地震前 外力全部由砂骨架承担，此时孔隙水压力称中性 压力，只承担本身压力即静水压力。令此时的空 隙水压力为pw0,振动过程中的剩余空隙水压力为 △pw,则振动前砂的抗剪强度为： τ=(σ-pw0)tgφ 振动时： τ=[σ-(pw0+△pw)]tgφ(7-1) 随△pw累积性增大，最终pw0+△pw=σ,此时砂土 的抗剪强度降为零，完全不能承受外荷载而达到 液化状态。

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7.3 区域性砂土地震液化的形成条件从砂土地霞液化机制的讨论中可以得出，砂 土层本身和地震这两方面具备一定条件才能产生 砂土液化。砂上层本身方面一般认为砂土的成分、 结构以及饱水砂层的埋藏条件这几个方面需具备 一定条件才易于液化。这里需要指出的是，凡具 备上述易于液化的条件而又在广大区域内产出的 砂土层，往往具有特定的成因与时代特征。地震 方面主要是地震的强烈程度和持续时间。现根据 试验和地层液化区的观测资料分别说明如下。

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7.3.1 沙土特性和饱水砂层埋藏条件及成因时代 特征7.3.1.1 砂土特性

对地层液化的产生具有决定性作用的，是土 在地震时易于形成较高的剩余空隙水压力。高的 剩余空隙水压

力形成的必要条件，一是地震时砂 土必须有明显的体积缩小从而产生空隙水的排 水.二是向砂土外的排水滞后于砂体的振动变密， 即砂体的渗透性能不良，不利于剩余空隙水压力 的迅速消散，于是随荷载循环的增加空隙水压力 因不断累积而升高。通常以砂土的相对密度和砂 土的粒径和级配来表征砂土的液化条件。

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1 .砂土的相对密度 从动三轴试验得知,松砂极易完全液化,而密砂则经 多次循环的动荷载后也很难达到完全液化。也就是说 ， 砂的结构疏松是液化的必要条件。表征砂土的疏与密 界限的定量指标，过去采用临界孔隙度。这是从砂土 受剪后剪切带松砂变密而密砂变松导出的一个界限指 标，即经剪切后即不变松也不变密的孔隙度。目前较 普遍采用的是相对密度Dr Dr=emax—e/emax—emin 其中：e土的天然空隙比； emax和emin分别为该土的最大。 最小空隙比

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2.砂土的粒度和级配 砂土的相对密度低并不是砂土地震液化的充 分条件，有些颗粒比较粗的砂，相对密度虽然很 低但却很少液化。分析邢台、通海和海城砂土液 化时喷出的78个砂样表明，粉、细砂占57.7%,塑 性指数<7的粉土占34.6%,中粗砂及塑性指数为 7—10的粉土仅占7.7%,而且全发生在XI度烈度区。 所以具备一定粒度成分和级配是一个很重要的液 化条件。

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7.3.1.2 饱水砂土层的埋藏条件当空隙水压大于砂粒间有效应力时才产生液 化，而根据土力学原理可知，土粒间有效应力由 土的自重压力决定，位于地下水位以上的土内某 一深度Z处的自重压力Pz为： Pz=γz (7—8) 式中γ为土的容重。如地下水埋深为h,Z位于地下 水位以下，由于地下水位以下土的悬浮减重，Z处 自重压力则应按下式计算： Pz = γ h十(γ—γw)(Z-h) (7—9)

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如地下水位位于地表，即h=0,则： Pz =(γ—γ w)Z (7—10)显然，最后一种情况自重压力随深度的增加最小， 亦即直接在地表出露的饱水砂层最易于 液化。而液化的发展也总是由接近地表处逐步向 深处发展。如液化达某一深度z1,则z1以上通过骨 架传递的有效应力即由于液化而降为零，于是液 化又由Z1向更深处发展而达Z2直到砂粒间的侧向 压力足以限制液化产生为止。显然，如果饱水砂 层埋藏较深，以至上覆土层的盖重足以抑制地下 水面附近产生液化，液化也就不会向深处发展。

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饱水砂层埋藏条件包括地下水埋深及砂层上 的非液化粘性土层厚度这两类条件。地下水埋深 愈浅，非液化盖层愈薄，则愈易液化。 7.3.1.3 饱水砂层的成因和时代 具备上述的颗粒细、结构疏松、上覆非液化 盖层薄和地下水

埋深浅等条件，而又广泛分布的 砂体，主要是近代河口三角洲砂体和近期河床堆 积砂体，其中河口三角洲砂体是造成区域性砂土 液化的主要砂体。已有的大区域砂土地震液化实 例，主要形成于河口三角洲砂体内。而是往往历 史历时期或全新世形成的疏松沉积物。

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7· 2 地震强度及持续时间 3·引起砂土液化的动力是地震加速度，显然地 震愈强、加速度愈大，则愈容易引起砂土液化。 简单评价砂土液化的地震强度条件的方法是 按不同烈度评价某种砂土液化的可能性。 例如，根据观测得出，在VII、VIII、IX度烈度区 可能液化的砂土的D50分别为0.05一0.15, 0.03一0.25,0.015一0.5mm。亦即地震烈度愈高， 可液化的砂土的平均粒径范围愈大。

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又如，烈度不同可液化砂上的相对密度值也不同， 烈度愈高可液化砂土的相对密度值也愈大。 确切评价砂土液化的地震强度条件需实测出 地震时最大地面加速度，计算在地下某一深度处 由于地震而产生的实际剪应力，再用以判定该深 度处的砂土层能否液化。

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7.4 砂土地震液化的判别7.4.1 地震液化初判的限界指标 7.4.1.1 地震条件 1.液化最大震中距 分析我国1955年以前近900 a间历次地震喷水 冒砂资料得出震级(M)与液化最大震中距(Dmax)有 如下关系： Dmax=0.82×100.862(M-5) 由上式可以判定，如M=5则液化范围限于震中附 近1km之内。

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2.液化最低地震烈度 我国地震文献中没有地震震级小于5级的喷水 冒砂记录。 故液化最低烈度为VI度。 7.4.1.2 地质条件 震级5级震中烈度为VI度， 近年来历次地震震后调查发现，发生液化处 所多为全新世乃至近代海相及河湖相沉积平原， 河口三角洲，特别是洼地、河流的泛滥地带、河 漫滩、古河道、滨海地带及人工填土地带等。