مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب) 

2.2 اب شور یا تزریق مجدد گازها در زیر سطحی بالاتر از آستانه طبیعی، افزایش فشار منفذی و کاهش اصطکاک در حجم و در نتیجه خطوط گسل را فراهم می‌کند که اجازه تغییر تدریجی یا فعال شدن ناگهانی ناپیوستگی های تکتونیکی می شود. این پدیده با هر نوع مایع تزریق‌شده در زمین گرمایی نشان داده می‌شود (به عنوان مثال، زمین گایزر در شمال کالیفرنیا ، ایبرهارت فیلیپس و اوپنهایمر ، 1984 ، یا نیروگاه بازل در سوئیس ، کرافت و همکاران ، 2009). در تزریق فاضلاب از قبیل تشکیل (,Arbuckle اربكل ) در میدان نفتی اوکلاهاما (کرنان و همکاران، ۲۰۱۳) یا مخزن زیگونگ در جنوب غربی استان سیچوان چین (لی و همکاران، ۲۰۱۳؛ دل پتر و دیز، ۲۰۱۵؛ وایت و فاکسال ، ۲۰۱۶). ثابت شده‌است که پوسته در وضعیت بحرانی فشار، نزدیک به شکست قرار دارد و اختلالات کوچک فشار منافذ ممکن است ، فعال‌سازی گسیختگی سنگ را در امتداد سطوح مرتبط با گسل را با توجه به میدان تنش منطقه‌ای تعیین کند (به عنوان مثال، دگرساز + زوباک ، ۲۰۱۷).
بنابراین، افزایش فشار منفذی به مقادیر بزرگتر از آنچه که به طور طبیعی در یک حجم پوسته اتفاق میافتد، ممکن است فعالسازی عیب، صرفنظر از تنظیمات تکتونیک، را تعیین کند. با این حال تشخیص بین مصرف تزریق مایع و تحریک بسیار مهم است که آشفتگی زیادی از فشار منافذ ایجاد میکند.
یشترین مقدار گزارش شده برای این نوع لرزه ها یا شدت لرزه در اوکلاهما، M 5.8در رویداد pawnee ۲۰۱۶ است (لنگنبروچ و زوباک ، ۲۰۱۶). فشار میدان دور ممکن است به تولید زمین لرزه حتی در چندین کیلومتر فاصله با توجه به چاه های تزریق رخ دهد (یک و همکاران، ۲۰۱۶). وابستگی زمانی زمین لرزه مرتبط به فاصله، میزان فشار ارایه شده و نفوذپذیری بستگی دارد (به عنوان مثال، جوانز و همکاران، ۲۰۱۶؛ آلبانو و همکاران، ۲۰۱۷ و مراجع در آن).

سنگ شنایی ها و تخلخل مرتبط با ان میتوانند تشدید شوند؛ به عنوان مثال، تخلخل پراکنده ممکن است باعث فشار منفذی بالاتر نسبت به تخلخل متمرکز شود (شاه و کلر، ۲۰۱۷). در سد زیگونگ، از اوایل سال ۲۰۰۹ تا میانه سال ۲۰۱۱، بیش از ۱۲۰، ۰۰۰ متر مکعب آب فاضلاب تحت فشار سرچاه، در حدود به ۲ /6 مگاپاسکال به داخل کربونات ها در عمق ۲ / ۲ کیلومتر پمپ شد. این باعث بوجود آمدن ۷۰۰۰ شدت لرزه میشود، که دو مورد از آنها بود ML 4e4.4، عمدتاً بین ۲.۵ تا ۴ کیلومتر پایینتر از پایین چاه متمرکز بوده و یک توزیع نیمه ماه را نشان میدهد، اما به طور محلی بر روی شکستگی ها و گسل های موجود متمرکز شده است (لی و همکاران، ۲۰۱۳). لرزهها در شعاع . 4e12 از نقطه تزریق، به عنوان تابعی از حجم سیال شناسایی شدند ( مک گر، 2014 ). ضریب نفوذ هیدرولیکی سیال در حجم سنگ اطراف چاه به ۰.۱ متر مربع محاسبه شده است (به عنوان مثال، لی و همکاران، ۲۰۱۳). این نوع فولاد نوع دوم در شکل ۲، یعنی، تزریق مجدد لرزه است.
3. ۲ تزریق مایع یا سیال در فشار فوق لیتواستاتیک ، شدت لرزه و شکست هیدرولیکی را تعیین میکند؛ که به عنوان شکست هیدرولیکی یا استخراج نفت از طریق تزریق گاز شناخته می شود. (کینگ و ویلیس ، 1972 ؛ شولتز ، 2013) اما این نوع از تکنیک های اجرایی بیشتر در عمق سطحی مورد استفاده قرار می گیرند و بنابراین معمولاً فقط با شدت لرزه سطحی در ارتباط هستند که ممکن است به دلیل عمق کم احساس شوند. شکست هیدرولیکی نشانداده است که حداقل در صورتی که گسل های موجود از قبل دوباره فعال شوند، زلزله حداقل تا M ۳.۹. بزرگتر ، پیش بینی می گردد. شکست هیدرولیکی یک پدیده طبیعی شناختهشده نیز هست (به عنوان مثال، سیبسون، ۱۹۸۱)، از آنجایی که سابقه سنگی اثرات تغییر شکل را با فشار بیش از حد ناشی از پدیده مخروطی(coseismic)نشان می دهد (دگلیونی و همکاران، ۲۰۱۴). این نوع شدت لرزه ناشی از نوع سوم در شکل 3 ، به عنوان مثال ، زمین لرزه های شکست هیدرولیکی می گویند.

2.4 استخراج مایع یا تزریق مایع زیرزمینی، یا پر کردن یا خالی کردن دریاچه های مصنوعی، بار گذاری ایستایی را اصلاح میکند، که بیشترین تنش اصلی در تنظیمات تکتونیک، حداقل فشار اصلی در تنظیمات انقباض تکتونیک، و فشار اصلی میانی در تنظیمات لغزش امتدادی است. در حقیقت، شدت لرزه طبیعی مرتبط با گسل در نواحی دارای بار گذاری ایستایی بزرگتر و در سطح بالاتر توپوگرافی رخ میدهد، در حالی که شدت لرزه در فرایند زمین شناسی توپوگرافی مرتبط با رانش پایین ، بیشتر تکرار میشوند ( کارمیناتی و همکاران، ۲۰۰۴). با توجه به مقادیر فشار رانش زمین افزایش بار گذاری ایستایی ممکن است به فعالسازی گسل های طبیعی کمک کند، در حالی که کاهش آن ممکن است باعث ایجاد گسل در آنها شود. به عنوان مثال، پر کردن یک دریاچه مصنوعی میتواند شدت لرزه طبیعی مرتبط را ایجاد کند. بیشترین مقدار استنباط شده برای این نوع شدت لرزه ایجاد شده ناشی از القا در سال ۱۹۶۷ (گوپتا و رستوگی ، 1976 ؛ گوپتا ، 2002). در شکل ۶.۵ را در مخزن کوینا در هند نشان می دهد. مایع سیال میتوانند به زیرزمین نفوذ کنند تا اصطکاک را کاهش دهند. این نوع IV شدت لرزه ایجاد شده در شکل ۴، یعنی زنین لرزه ای بارگذاری شده است.

تجزیه و تحلیل لرزه ای و طراحی ستون های دیوار برشی کامپوزیت بتن ورقه فولادی

Seismic analysis and design of steel-plate concrete composite shear wall piers

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب)

متغیرهای طراحی در این مطالعه عبارتند از: نسبت طول به عرض دیوار (AR)، نسبت آرماتور (RR)، نسبت باریکی صفحات فولادی (SR)، نسبت بار محوری (AL)، مقاومت بازدهی صفحات فولادی (SS) و مقاومت فشرده بتن (CS). نسبت آرماتور به عنوان نسبت سطح مقطعی صفحات فولادی به سطح مقطعی دیوار SC تعریف می­گردد. نسبت باریکی صفحات فولادی فاصله بین اتصالات بوده (ستون­های میله­ای) که بوسیله ضخامت صفحه فولادی تقسیم می­گردد. نسبت بار محوری همان نسبت نیروی فشرده محوری کاربردی و مساحت کلی دیوار است.

اطلاعات مربوط به آنالیز عنصر محدود و نتایج آنالیز واریانس (ANOVA) و مشتقات معادلات قابل پیش بینی در قسمت­های زیر ارائه می­گردد.

1. تحلیل عنصر محدود دیوارهای SC

هدف کلی کد عنصر محدود LS_DYNA جهت انجام مطالعه آماری استفاده گردید. مدل عددی تأیید شده ستون دیوار SC برای محاسبات واکنش چرخشی معکوس و سطح غیر ارتجاعی بطور خلاصه در زیر بیان شده است. اطلاعات جزئی در مورد عناصر محدود، اندازه توری و مطالعات همگرایی مربوطه و فرمول بندی اتخاذ شده را می­توان در (9،26) پیدا کرد. دو مشخصه مدل بدین صورت هستند: (a) استفاده از مدل ساختاری Winfrith بوده که انتقال نیروی برشی در شکاف­ها، باز و بسته کردن شکاف­ها، از بین رفتن مقاومت و سختی در مسیر موازی با شکاف­ها و فشار سفت کننده را نشان داده و (b) الگوریتم تماس جهت در نظر گرفتن اصطکاک بین بتن پر و صفحات فولادی را و جهت امتناع از نفوذ به بتن از طریق فولاد و بالعکس استفاده از رویکرد مبتنی بر مجازات را ممکن ساخته است.

مدل بتن Winfrith در LS-DYNA که توسط Broadhouse توسعه یافته برای بتن پر مورد استفاده قرار گرفت. در این سه سطح (پایین، متوسط و بالا) برای مقاومت بازده صفحات فولادی و مقاومت فشرده بتنی مورد استفاده قرار گرفت. مقاومت­های فشرده بتنی 27.5 MPa, 42 MPa, and 55 MPa جهت نشان  دادن مقادیر پایین، متوسط و بالای مقاومت فشرده استفاده شده­اند. ویژگی­های مادی برای ورودی مقاومت­های فشرده بتنی در مدل LS-DYNA در جدول 1 نشان داده شده است. مدول یانگ برای بتن با استفاده از معادله (19.2.2.1(b)) of ACI 318-14 [29]: محاسبه گردید. مقاومت کششی و انرژی ترک (شکستگی) بتن در هر بخش  2.1.3.3.1 و 2.1.3.3.2 (30) با توجه به اندازه کلی 19mm برای تمام درجه بندی­های بتن محاسبه گردید. عرض شکاف به عنوان  محاسبه گردید. مدل پلاستیسیته-خطی-تکه­ای در LS-DYNA برای صفحات فولادی و اتصالات استفاده گردید. صفحه فولادی ASTM  و  جهت نشان دادن مقادیر مقاومت بازده کم، متوسط و بالا مورد استفاده قرار گرفته است. شکل 1 روابط تنش به افزایش طول نسبی که برای فولادهای ASTM A36, A588, A852 فرض شده برای صفحات فولادی بکار می­روند. بازده اسمی و مقاومت نهایی ستون­ها و میله­ها 345 وMPa  450 فرض شده و برای تحلیل تغییر نمی­کند. ویژگی­های مادی ورودی برای LS-DYNA برای درجات مختلف فولاد رد جدول 2 ارائه شده است.

مطالعات در مقادیر گزارش برای ضریب اصطکاک بین فولاد و بتن بین 0.2 و 0.7 می­باشد. دومین مورد از این مطالعات مرتبط ترین بررسی به مطالعات گزارش شده در اینجا محسوب می­گردد. Rabbat و همکاران 15 بلوک بتنی بر صفحات فولادی را مانند ساختار بررسی شده دیوار SC مورد آزمایش قرار دادند. نتایج حاکی از آن بود که ضریب اصطکاک بین ورقه استیل صاف و بتن موجود بین 0.57 و 0.7 تغییر می­کند. ضریب اصطکاک بین صفحات فولادی و بتن پر به کمترین مقدار در محدوده (0.57) Rabbat و همکاران تعیین گردید. تأثیر اصطکاک بین صفحات فولادی و بتن پر در واکنش سراسری درون سطح ستون­های دیوار SC توسط نویسندگان نشان داده شد زیرا فشارهای نرمال بر سطح مشترک بسیار کم بود.

 فرمول سازی سطح به سطح اتوماتیک تماس در LS-DYNA بمنظور نمونه سازی اصطکاک بین بتن پر و صفحات فولادی مورد استفاده قرار گرفت. فرمول سازی GRANGE- در LS-DYNA جهت اتصال ستون­ها و میله­ها به عناصر بتنی پر استفاده گردید.

ستون­ها و میله­ها با استفاده از عناصر پرتو به شکل معینی ایجاد گردید. بتن پر و صفحات فولادی با استفاده از عناصر جامد 8 گره­ای 25.4 _ 25.4 _ 25.4 mm وعناصر پوسته 4 گره­ای بصورت نمونه شکل گرفتند. فرمول سازی فشار ثابت (ELFORM = 1 در LS-DYNA و Belytschko-Tsay بدنه ساختمان استفاده میشوند. مقطع برشی که عنصر پرتو را یکپارچه ساخته (Hughes-Liu beam in LS-DYNA [27]) برای اتصالات بکار می­رود. مدل­های LS-DYNA دیوارهای SC در شکل 2 نشان دادخ شده است.

طول و ضخامت دیوارها 1524mm و 304.8mm جهت مقایسه نتایج آزمایشی تنظیم شده­اند [8–10]. ارتفاع دیوارهای SC جهت دستیابی به نسبت طول به عرض مورد هدف در محدوده 0.3 تا 3 انتخاب می­گردند.

2. مطالعه پارامتری دیوارهای SC با استفاده از ANOVA

طراحی آزمایشات (DOE) (35) جهت کشف موثر و کارآمد تأثیر متغیرهای طراحی بر واکنش درون سطح ستون­ها دیوارهای SC و توسعه رابطه جابجایی نیروی جانبی سه خطی استفاده شده که آنالیز لرزه­ای ساختارهایی که چنین ستون­هایی را ترکیب کرده ممکن میسازد. شکل 3 نشان دهنده هندسی طراحی کارخانه­ای (فاکتوریل) د ویا سه سطحی به همراه طراحی کامپوزیت مرکزی سه فاکتور A، B و C است.

طراحی فاکتوریل دو سطحی (شکل3a) غالبا استفاده می­گردد زیرا نیازمند حداقل تعداد شبیه سازی­ها برای یک مشکل با متغیرهای طراحی بسیار می­باشد. (35). بهرحال یک طراحی فاکتوریل دو سطحی فرض می­کند که واکنش در محدوده متغیرهای طراحی در نظر گرفته شده در آنالیز خطی خطی هستند. این فرض ممکن است برای سیستم­ها با واکنش خطی قابل اجرا نباشد. در این مطالعه، یک طراحی فاکتوریل سه سطحی، شش فاکتوری و کسری جهت ایجاد ترکیبات مختلف متغیرهای طراحی استفاده گردید: ساخته شده توسط طراحی کامپوزیت اصلی صورت محور (شکل 3b) بوسیله نقاط مرکز و محوری صورت محور (در شکل  نشان داده شده3b) در طراحی فاکترویل کامل 6 فاکتور افزایش یافت. طراحی کامپوزیت مرکزی که از دو طراحی فاکترویل دو سطحی با  محوطه (حدود) تشکیل شده،  تعداد فاکتورها،  محوطه محوری،  محوطه مرکزی بوده و جهت ایجاد مدل­های سطحی واکنش مرتبه دوم بمنظور جلوگیری از انجام آزمایش فاکتوریل کامل سه سطحی استفاده می­گردد (شکل 3c). روش طراحی کامپوزیت مرکزی تأثیرات دوره مرتبه اول و دوم در واکنش (  ) را در نظر می­گیرد.

سه سطح (پایین، متوسط و بالا) برای هر متغیر طراحی در نظر گرفته شده است. سطوح پارامترهای طراحی استفاده شده در آنالیز عددی در جدول 3 نشان داده شده است. مقادیر موجود در پرانتزها مقادیر رمز گذاری شده در آنالیز را نشان می­دهند؛ سطوح پایین، متوسط و بالا فاکتورها با 1- و +1 مشخص شده­اند.

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب) 

3. پارامترها و روندهای محاسباتی
3.1: تعریف سطح عملکردی و مقادیر حدی متناظر
جابجایی افقی یا رانش طبقه پارامترهای مشترک مورد استفاده در سطوح عملکردی در طراحی ساختاری مبتنی بر عملکرد و ارزیابی می باشند. با این حال، آسیب ساختاری تحت یک زلزله شکل های مختلفی را به خود می گیرد و میزان آسیب سازه ممکن است به طور کامل با حداکثر تغییرشکل یا رانش طبقه تنها بازتاب نشود. به همین دلیل است که می بایست شاخص های منطقی به منظور ارزیابی میزان آسیب سازه بکار برده-شود. حداکثر تغییرشکل یک سازه و انرژی پسماند آن فاکتورهای اصلی برای تعیین کمی آسیب سازه می-باشند. براساس مدل مشهور ParkAng [22]، در این جا مدل تصحیح شده پیشنهادی توسط Kunnath et al. [23] به منظور ارزیابی آسیب سازه ها بکار برده می شود، که چنین می باشد:
که درآن D شاخص آسیب، μ_m ضریب شکل پذیری هنگامی که سازه تحت حرکت زمین زلزله به حداکثر تغییرشکل الاستیک – پلاستیک می رسد، μ_u ضریب شکل پذیری وقتی سازه تحت بارگذاری یکنواخت شکست می خورد، F_y مقاومت تسلیم، x_y جابجایی تسلیم، E_h اتلاف انرژی پسماند انباشته تحت حرکت زمین زلزله، و β یک پارامتر ثابت می باشد که نسبت آسیب تجمعی حاصل از انرژی پسماند را نشان می دهد. Negro [24] مقادیر β معمول مرتبط با رفتار کلی سازه ها را از طریق ارزیابی وبرآورد تجربی، ارزیابی کرد. برای سازه با شکل پذیری بالا، β باید مقادیر کم را به خود بگیرد، و برعکس. در این مطالعه، β به منظور نشان دادن طراحی شکل پذیر پایه برابر با 0.1 درنظر گرفته شده است.
برای ارتباط سطوح عملکردی با شاخص آسیب حاصل از مدل Park-Ang پیشنهادی، ابتدا می بایست سطوح عملکردی و محدوده شاخص آسیب تعیین شوند. چهار سطح عملکردی، به نام عملیاتی، اشغال فوری، ایمنی زندگی، و جلوگیری از فروریختگی، توسط FEMA-356 [25] به منظور توصیف حالات آسیب ساختاری پیشنهاد شده اند. مجموعه بزرگی از آسیب ساختاری لرزه ای مشاهده شده است، که به منظور کالیبره کردن شاخص آسیب در معادله (4) بکار می روند؛ این امر نشان می دهد که D=(0.2–0.5) مرز آسیب قابل تعمیر و آسیب غیر قابل تعمیر است در حالی که مقدار D نزدیک به صفر الاستیسیتی بدون آسیب را نشان می دهد. بنابراین، یک سطح عملکردی اضافی به نام کنترل آسیب بین اشغال فوری و ایمنی زندگی [26] پیشنهاد شد. محدوده شاخص های آسیب برای هر سطح عملکردی در جدول 2 لیست شده است.

3.2: روش تحلیل و پارامترهای سازه ای
معادله تعادل دینامیک سیستم SDOF غیرخطی که در معرض زلزله می باشد، با رابطه زیر داده می شود:
که درآن c ضریب میرایی، f_s نیروی بازگرداننده ی سازه، x جابجایی نسبی، و x_g جابجایی زمین می باشد.
برطبق تعریف ضریب کاهش مقاومت در معادله (2)، محاسبه طیف R_D توسط معادله (4) وقتی دوره، نسبت میرایی و مدل نیروی بازگرداننده سیستم SDOF مشخص می باشد، امکان پذیر است. شکل 1 فلوچارت (نمودار گردشی) محاسباتی را برای تعیین طیف های R_D نشان می دهد. برای هر گونه ورودی حرکت زمین، R_D با کاهش تدریجی مقاومت ∆F از مقاومت الاستیک متناظر F_e تحت شکل پذیری معین تا زمانی که D مشخص شده در محدود تلورانس 1% حاصل شود، محاسبه می شود. سپس، مجموعه ای از ضرایب کاهش مقاومت R_D برای سیستم SDOF با ضرایب شکل پذیری μ_i و شاخص های آسیب D_j مختلف را می توان با محاسبه دوره های مختلف و حرکات زمین، که طیف های R_Dرا تشکیل می دهند، بدست آورد.

برای مطالعه جامع ضریب R_D تحت زلزله تنها و زلزله های توالی نوع، مجموعه ای از سیستم های SDOF در محاسبه بکار گرفته شده اند. مدل پسماند مورد استفاده در این مطالعه، مدل پلاستیک کاملا الاستیک، به دلیل رابطه سازنده ساده آن می باشد. دوره طبیعی سیستم SDOF از 0.1 تا 0.3 s با بازه 0.1 s متغیر می باشد و نسبت میرایی آن نیز 5% فرض می شود. پنج ضریب شکل پذیری μ=2,4,6,8 به منظور درنظر گرفتن عملکرد شکل پذیری مختلف، و پنج شاخص آسیب D=0.1, 0.2, 0.5, 0.8, 1.0 نیز برای لحاظ سطح آسیب مختلف انتخاب شده اند.

4.میانگین ضرایب کاهش مقاومت
با استفاده از روند توصیف شده، در مجموع 513000 ضریب کاهش مقاومت، متناظر با سیستم های SDOF با 30 دوره تحت پنج سطح مختلف از شکل پذیری و پنج سطح مختلف از شاخص آسیب محاسبه شد، سیستم در معرض 342 حرکت زمین لرزه اصلی و 342 حرکت زمین پس لرزه قرار گرفته شد. نتایج به طور آماری برطبق دوره، شکل پذیری، شاخص آسیب سیستم و شرایط مکانی که درآن رکوردها ثبت شدند، تجزیه وتحلیل شد. برای مثال، شکل 2 به ترتیب منحنی های R_D محاسبه شده و منحنی های شتاب های شبه فضایی (PSA) را برای μ=6، D=10 و کلاس مکان C برای لرزه اصلی و دنباله لرزه نگار را نشان می دهد. طیف میانگین آن ها نیز در خطوط برجسته رسم شده است. به دلیل محدودیت فضایی، تنها نتایج اصلی در بخش های زیر نشان داده شده است، با این حال دیگر موارد نتایج مشابهی را دارند که نشان داده نشده اند.
طیف میانگین R_D سیستم های SDOF با کلاس های شکل پذیری مختلف و شاخص های آسیب برای دو کلاس که در معرض حرکات زمین لرزه اصلی و حرکات زمین لرزه اصلی – پس لرزه با γ=0.5 می باشند، در شکل های 3 و 4 نشان داده شده است. همان طور که در این دو شکل نشان داده شده است، ضریب R_D صرف نظر از شکل پذیری، شاخص آسیب، شرایط مکان و نوع حرکات زمین روند مشابهی را نشان می دهند. ضریب R_D با افزایش دوره سیستم افزایش می یابد، تغییرات در ناحیه با دوره کوتاه (0–1.0 s) بسیار چشمگیر می باشد. در ناحیه با دوره بلند (1.0–3.0 s)، ضریب R_D تقریبا مستقل از دوره است و براساس شکل پذیری و شاخص آسیب نزدیک به یک مقدار ثابت می باشد.
برای یک شاخص آسیب معین، میانگین R_D با افزایش ضریب شکل پذیری افزایش می یابد. می توان گفت که، تقاضای مقاومت سازه ها با شکل پذیری بالا کمتر از مورد سازه های با شکل پذیری ضعیف می باشد. این امر نشان می دهد که سازه های با شکل پذیری کافی قادر به تحمل درجه مشخصی از آسیب ناشی از زلزله می-باشند. شکل پذیری اثر چشمگیری بر R_D دارد. برای مثال، متوسط اختلاف بین میانگین R_D با μ=2 و μ=4 برای سازه های با D=0.1 در کلاس مکان B که در معرض حرکات زمین توالی نوع می باشد، حدودا 34% می باشد.
برای یک ضریب شکل پذیری معین، میانگین R_D با افزایش شاخص آسیب هدف افزایش می یابد. این امر نشان می دهد که برای دو سازه که در معرض حرکات زمین یکسانی هستند، آسیب سازه با مقاومت بالا کمتر از آسیب سازه با مقاومت کمتر می باشد. اثر شاخص آسیب بسیار قابل توجه است. برای مثال، متوسط اختلاف بین میانگین R_D با D=0.2 و 0.5 برای سازه با μ=6 در کلاس B که در معرض حرکات زمین توالی نوع می باشد، تقریبا 31% می باشد.
تغییرات ضرایب مستقل از دوره می باشند و در کلاس های مکان مختلف یک روند تقریبی را نشان می دهند. با این حال، برای یک دوره مشخص، تغییر COVs با تغییر شاخص آسیب و ضریب شکل پذیری به سرعت تغییر می کند. حداکثر ضریب تغییرات از میانگین ضریب کاهش مقاومت محاسبه شده تحت هر شرایط مکانی از 45% فراتر نمی رود، که این امر تصادفی بودن و مجزابودن حرکت زمین در یک حد معین را نشان می دهد.
به منظور مطالعه اثر آسیب تجمعی بر ضریب کاهش مقاومت، ارزیابی پارامترهای آسیب سازه ای به ترتیب با استفاده از جابجایی و شاخص آسیب Park-Ang تصحیح شده مقایسه شده اند و ضریب مقاومت R_μ مبتنی بر اختلاف شکل پذیری و ضریب مقاومت R_D مبتنی بر آسیب تحت حرکات زمین توالی نوع یکسان مقایسه شده اند که در شکل 6 نشان داده شده است. وقتی شاخص آسیب و ضریب شکل پذیری یکسان هستند، تغییر R_μ و R_D با دوره سازه عمدتا یکسان می باشد. به دلیل مشارکت آسیب به لحاظ انرژی، تقاضای جابجایی R_D کمتر از مقدار R_μ می باشد، بنابراین مقدار R_D همواره کمتر از مقدار R_μ می باشد. تحت حرکات زمین توالی نوع، نسبت بین R_D و R_μ برای ضریب شکل پذیری پایین (μ=2) برابر با 0.8–0.9، و برای ضریب شکل پذیری زیاد (μ=6) برابر با 0.6–0.9 می باشد.

سدهای خاکی در مناطق نزدیک گسل: از مدل ناحیه ای تا مدل محل

Earth Dams in Near-fault Areas: From the Regional to the Site Model

Abstract

The seismic response of large embankments in near-source conditions may be investigated by a multi-scale and multidisciplinary approach, where the seismological and geological aspects of the problem are firstly studied on a regional scale while the local and geotechnical aspects are studied on a detailed scale, including the structure of interest. A detailed knowledge of the basic seismological aspects of the area on a regional scale is necessary to properly simulate the seismic source and the wave propagation pattern within the rock basement to get the input motion at the bedrock formation for the reference site. The proper characterization of the motion at the bedrock level is crucial for large earth-dams or embankments for which a strong variability of the input motion may be dangerous, since differential settlements and fractures of the embankment may be promoted, with the consequent reduction of structure safety. Worth mentioning is the case-history of Conza Dam (AV) during the 1980 Irpinia earthquake: the embankment was partially jeopardized by the seismic event, being the dam site very close to the Irpinia source (≈10 km). To merge the different scales of analysis (macro and micro) the mathematical formulation of the Domain Reduction Method (DRM), initially proposed by [1], has been recently implemented [14] in a FDM commercial code. One of the main advantage of the DRM procedure is the possibility of sub-structuring the real problem, dealing the generation and propagation of the seismic waves (model on a regional scale) separately from the seismic response of the specific site and structure, carried out on a reduced and detailed model (site model). According to the DRM approach, the dam is inserted in the refined internal domain and will receive the seismic motion from the external domain (which contains the source and propagation medium) through an interface boundary. To quantitatively evaluate the variability of the ground motion at the bedrock of the reference site, synthetic parameters were selected and suitable represented.

 مقاله انگلیسی رایگان

ترجمه فارسی رایگان 

بخشی از ترجمه فارسی:

سونامی مجموعه ای از موجهای بسیار بزرگ اقیانوسی است که باعث آشوبهای بزرگ و ناگهانی در ساحل دریا می شود. اگر این آشوبها محدود به خط ساحلی باشد سونامی محلی رخ داده است که می تواند اجتماعات ساحلی را در چند دقیقه ویران کند. یک آشوب بسیار بزرگ می تواند باعث ویرانی محلی و سرایت کردن سونامی به هزاران مایل آن طرف تر شود. لغت سونامی یک لغت ژاپنی است که از دو بخش تشکیل شده است: tsu به معنی « بندرگاه » و name به معنی « موج». سونامی در بین بلایای طبیعی در مرتبه بالایی قرار دارد. از این رو تنها در سال 1850 سونامی باعث از دست رفتن جان 420000 نفر و بیلیونها دلار خسارت به ساختمانها و سکونتگاههای محلی شد. بیشتر این خسارتها به علت سونامی محلی به وجود می آید که هر سال یکبار در یک جایی از جهان رخ می دهد. مثلاً در 26 دسامبر سال 2006 سونامی حدود 130000 نفر را در محدوده زمین لرزه و حدود 58000 نفر را در محدوده ساحلی دریا کشت. پیش بینی کردن زمان و مکان سونامی بعدی در حال حاضر غیر ممکن است. سونامی یکمرتبه به وجود می آید. اما ممکن است پیش بینی زمان فرا رسیدن و مقدار خسارت آن توسط تکنولوژی مدل سازی و اندازه گیری میسر باشد.
رخداد
سونامی بیشتر به وسیله زمین لرزه در دریا و نواحی ساحلی به وجود می آید. سونامی اصلی با زمین لرزه های شدید (بیش از 7 درجه در مقیاس ریشتر) در نقاط کم عمق (کمتر از 30 کیلومتر در عمق زمین) همراه با حرکت صفحات اقیانوسی و قاره ای ایجاد می شود. آنها بیشتر اوقات در اقیانوسها رخ می دهند، جایی که انبوه صفحات اقیانوسی به زیر صفحات قاره ای سبکتر می لغزند. وقتی این صفحات می شکنند باعث حرکت عمودی از کف دریا می شوند که انرژی شدید و سریعی را از سطح زمین به اقیانوس وارد می کند (به انیمیشن شکل 1 نگاه کنید). وقتی در اندونزی در سال 2004 یک زمین لرزه بسیار قدرتمند (به بزرگی 3/9 ریشتر) در نواحی ساحلی اتفاق افتاد، حرکت بستر دریا سونامی ای به وسعت 30 متر (feet 100) در طول خط ساحلی ایجاد کرد که جان 240000 نفر را گرفت. سپس در مدت 2 ساعت به مرزهای داخلی هم گسترش یافت و جان 580000 نفر را در تایلند، سریلانکا و هند گرفت.
همچنین وقتی زمین لرزه های زیر آب با زمین لرزه های کوچکتر همراه شوند تبدیل به سونامیهای ویرانگر می شوند. سونامی ای که احتمالاً مربوط به سواحل شمال غربی گینه نو پاپوا در 17 جولای سال 1998 بوده با زمین لرزه ای به اندازه 7 ریشتر به وجود آمده که ظاهراً از زمین لرزه بزرگی در زیر آب شروع شده است. سه موج به ارتفاع بیش از 7 متر حدود 10 کیلومتر از خط ساحلی را در مدت 10 دقیقه درنوردید. سه روستای ساحلی به کلی ویران شدند و با این حمله مهلک چیزی جز ماسه باقی نماند و 2200 نفر کشته شدند. از جمله اختلالات دیگری که با مقیاس بزرگ در سطح دریا رخ می دهد و باعث سونامی می شود انفجار آتشفشانها و برخورد شهاب سنگها است. فوران آتشفشان Krakatoa هند شرقی در 27 آگوست 1883 سونامی 30 متری ای را ایجاد کرد که جان بیش از 36000 نفر را گرفت. در سال 1997 دانشمندان شواهدی را به دست آوردند که در دو میلیون سال قبل یک شهاب سنگ آسمانی به قطر 4 کیلومتر در منطقه ساحلی کشور شیلی فرود آمده و باعث یک سونامی عظیم شده که بخشهایی از آمریکای جنوبی و قطب جنوب را در نوردیده است.
انتشار امواج
چون حرکات زمین با زمین لرزه های شدید که هزار کیلومتر مربع در دریا هستند ترکیب می شوند هر حرکت عمودی در بستر دریا، سطح دریا را دگرگون می کند. در نتیجه سونامی موجهای پرقدرتی را ایجاد می کند که نظیر حرکات سطح زمین هستند ( تقریباً 100 کیلومتر ) و موجهای بلندی را با جابه جایی عمودی صفحات ایجاد می کنند ( تقریباً 1 متر ). جهت موجها هم بسته به هندسه خط ساحلی است. چون هر زمین لرزه منحصر به فرد است، هر سونامی هم طول موجهای منحصر به فردی دارد، موجهای بسیار بلند و هدایت شده ( شکل 2 انتشار سونامی سوماترا را در 24 دسامبر سال 2004 نشان می دهد ). از لحاظ اعلام خطر سونامی، پیش بینی واقعی زمان سونامی بسیار مشکل است.

شکل 2
سیستمهای هشدار دهنده
بعد از سال 1946 سیستم هشدار دهنده سونامی با کنترل فعالیت زمین لرزه و عبور موجهای سونامی در جزر و مد نماها خطر وقوع یک سونامی را در نواحی آرام اعلام کرد. هرچند نه زلزله سنجها و نه جزر و مد نماهای ساحلی پیش بینی درستی از مکان دقیق وقوع سونامی نمی دهد لیکن کنترل زمین لرزه ها بهتر وجود یک سونامی بالقوه را نشان می دهند. اما اندازه و محل زمین لرزه ها هیچ اطلاعات مستقیمی درباره خود سونامی نمی دهند. جزر و مد نماهای بندرگاهها به صورت مستقیم سونامی را اندازه گیری می کنند. اما این سونامی به طور معنی داری با عمق سنجی محل و شکل بندرگاهها تغییر می کند که این امر استفاده از آنها را در پیش بینی حملات سونامی در محلهای دیگر محدود می کند. چون این اطلاعات تا اندازه ای محدود می باشد، در سال 1946 از هر 20 هشدار وقوع سونامی 15 تای آنها هشدار های اشتباه بودند چون سونامی ای که وقوع می یافت خسارات ناچیزی به همراه داشت.
پیش بینی ضربات
به تازگی موج یابهای سونامی در عمق اقیانوسها اطلاعات لازم را برای پیش بینی زمان واقعی سونامی فراهم کرده اند ( شکل 3 ). در 17 نوامبر سال 2003 در آلاسکا جامع ترین آزمونها برای روش شناسی پیش بینی سونامی صورت گرفت. زمین لرزه ای با طول موج 8/7 در فلات قاره ای نزدیک جزایرRat آلاسکا باعث وقوع سونامی ای شد که توسط سه سونامتر (sunameter ) در امتداد گودال Aleutian تعیین محل شده بود – اولین ردیابی سونامی که به تازگی زمان واقعی وقوع سونامی را پیش بینی کرد سیستم سونامتر بود. اطلاعات زمان واقعی (real time) به اضافه مدل database ( شکل 4 ) برای ایجاد مدل زمان واقعی پیش بینی سونامی استفاده شدند. اولین بار مدل پیش بینی سونامی در طول انتشار سونامی و قبل از اینکه موجها به خط ساحلی برسند فراهم شد. نخستین پیش بینی ساحلی که فوراً بعد از پارامترهای اولیه زمین لرزه بدست آمد ( محل و اندازه یک هزارم ثانیه = 5/7 ) از سواحل غربی آلاسکا TWC ( حدود 15 تا 20 دقیقه پس از زمین لرزه ) بود. برآوردهای این مدل توالی زمانی سونامی را در ردیابهای سونامتر پیش بینی کرد. وقتی سونامتر اولین موج را ثبت کرد حدود 80 دقیقه پس از سونامی، پیش بینی های مدل با اطلاعاتی که از عمق اقیانوس به دست آمده بود و پیش بینی های جدیدتر برابر بودند .

بخشی از مقاله انگلیسی:

Tsunami is a set of ocean waves caused by any large, abrupt disturbance of the sea-surface. If the disturbance is close to the coastline, local tsunamis can demolish coastal communities within minutes. A very large disturbance can cause local devastation AND export tsunami destruction thousands of miles away. The word tsunami is a Japanese word, represented by two characters: tsu, meaning, “harbor”, and nami meaning, “wave”. Tsunamis rank high on the scale of natural disasters. Since 1850 alone, tsunamis have been responsible for the loss of over 420,000 lives and billions of dollars of damage to coastal structures and habitats. Most of these casualties were caused by local tsunamis that occur about once per year somewhere in the world. For example, the December 26, 2004, tsunami killed about 130,000 people close to the earthquake and about 58,000 people on distant shores. Predicting when and where the next tsunami will strike is currently impossible. Once the tsunami is generated, forecasting tsunami arrival and impact is possible through modeling and measurement technologies. Generation. Tsunamis are most commonly generated by earthquakes in marine and coastal regions. Major tsunamis are produced by large (greater than 7 on the Richter scale), shallow focus (< 30km depth in the earth) earthquakes associated with the movement of oceanic and continental plates. They frequently occur in the Pacific, where dense oceanic plates slide under the lighter continental plates. When these plates fracture they provide a vertical movement of the seafloor that allows a quick and efficient transfer of energy from the solid earth to the ocean (try the animation in Figure 1). When a powerful earthquake (magnitude 9.3) struck the coastal region of Indonesia in 2004, the movement of the seafloor produced a tsunami in excess of 30 meters (100 feet) along the adjacent coastline killing more than 240,000 people. From this source the tsunami radiated outward and within 2 hours had claimed 58,000 lives in Thailand, Sri Lanka, and India. Underwater landslides associated with smaller earthquakes are also capable of generating destructive tsunamis. The tsunami that devastated the northwestern coast of Papua New Guinea on July 17, 1998, was generated by an earthquake that registered 7.0 on the Richter scale that apparently triggered a large underwater landslide. Three waves measuring more than 7 meter high struck a 10-kilometer stretch of coastline within ten minutes of the earthquake/slump. Three coastal villages were swept completely clean by the deadly attack leaving nothing but sand and 2,200 people dead. Other large-scale disturbances of the sea -surface that can generate tsunamis are explosive volcanoes and asteroid impacts. The eruption of the volcano Krakatoa in the East Indies on Aug. 27, 1883 produced a 30-meter tsunami that killed over 36,000 people. In 1997, scientists discovered evidence of a 4km diameter asteroid that landed offshore of Chile approximately 2 million years ago that produced a huge tsunami that swept over portions of South America and Antarctica. Figure 2. Click to see the propagation of the December 24, 2004 Sumatra tsunami. Wave Propagation. Because earth movements associated with large earthquakes are thousand of square kilometers in area, any vertical movement of the seafloor immediately changes the sea-surface. The resulting tsunami propagates as a set of waves whose energy is concentrated at wavelengths corresponding to the earth movements (~100 km), at wave heights determined by vertical displacement (~1m), and at wave directions determined by the adjacent coastline geometry. Because each earthquake is unique, every tsunami has unique wavelengths, wave heights, and directionality (Figure 2 shows the propagation of the December 24, 2004 Sumatra tsunami.) From a tsunami warning perspective, this makes the problem of forecasting tsunamis in real time daunting. Warning Systems. Since 1946, the tsunami warning system has provided warnings of potential tsunami danger in the pacific basin by monitoring earthquake activity and the passage of tsunami waves at tide gauges. However, neither seismometers nor coastal tide gauges provide data that allow accurate prediction of the impact of a tsunami at a particular coastal location. Monitoring earthquakes gives a good estimate of the potential for tsunami generation, based on earthquake size and location, but gives no direct information about the tsunami itself. Tide gauges in harbors provide direct measurements of the tsunami, but the tsunami is significantly altered by local bathymetry and harbor shapes, which severely limits their use in forecasting tsunami impact at other locations. Partly because of these data limitations, 15 of 20 tsunami warnings issued since 1946 were considered false alarms because the tsunami that arrived was too weak to cause damage.

 مقاله انگلیسی رایگان

ترجمه فارسی رایگان 

بخشی از ترجمه فارسی:

دلایل رانش زمین

رانش زمين زماني اتفاق مي افتد كه شيب زمين از يك حالت ايستا به حالت غير ايستا تغيير كند. تغيير در پايداري شيب مي تواند توسط تعدادي از عوامل كه به صورت منفرد يا با هم عمل مي كنند، صورت گيرد:
علل طبيعي:
• فشار آبهاي زير زميني باعث بي ثبات شدن شيب زمين مي شوند.
• از دست رفتن يا فقدان پوشش گياهي عمودي،‌ مواد مغذي خاك و ساختار خاك.
• فرسايش شيبها توسط رودخانه ها يا موج اقيانوسها.
• سست شدن شيب زمين از طريق اشباع شدن آن از ذوب برفها، يخچالها يا بارش سنگين باران.
• زمين لرزه هايي كه پايداري شيب زمين را سست مي كنند.
• زمين لرزه هايي كه به علت مَيَعان صورت مي گيرند و باعث سست شدن شيب زمين مي شوند.
• فوران آتشفشانها.
علل انساني:
• ارتعاشات ماشين آلات يا ترافيك.
• انفجار.
• عمليات خاك ريزي كه شكل شيب زمين را تغيير مي دهد يا وقتي منجر به ايجاد يك شيب جديد مي شود.
• در سطح خاك،‌تغيير محل ريشه گياهان كه سنگ ريزه ها را به سنگ بسترها مي چسبانند.
• ساختمان سازي، كشاورزي يا فعاليتهاي جنگلداري كه ميزان آب نفوذي به درون خاك را تغيير مي دهند.
انواع رانش زمين
روانه شدن خاك و شن:
مواد سرازير شده كه با آب همراه مي شوند ممكن است با جريان خاك و شن يا رسوبات و لجنها بزرگتر شوند. در نتيجه دوغاب روان از سنگ و رسوبات ممكن است درختان،‌ خانه ها و ماشين ها را از جا بركَند و بدين سان مسير پلها و شاخه هاي رودها را مسدود كرده و باعث طغيان شود.
جريان خاك و شن اغلب با سيل هاي برق آسا اشتباه مي شوند، اما اين جريانات فرايندي كاملاً متفاوت هستند.
جريانات خاك و شن و رسوب در نواحي آلپي اغلب موجب خسارتهاي شديد به ساختها و زيرساختها و زندگي انسانها مي شوند. جريانات خاك و شن و رسوب مي توانند به عنوان نتيجه عوامل مربوط به شيب آغاز شوند و رانش سطحي زمين مي تواند جريان يافتن آب بر روي سنگ بسترها را مسدود كند و به صورت موقتي از جريان يافتن آب جلوگيري كند. همانطور كه عمل آبگيري ناموفق مي ماند، يك اثر دومينو (domino) با افزايش قابل توجه حجم توده روان ايجاد مي شود كه خاك و شن را در كانال جريان آب حمل مي كند. مخلوط جامد- مايع مي تواند جرمي بالا تا 2 تُن/m3 و سرعتي تا 14m/s را داشته باشد (كارل دلوينو، 1998؛ آراتانو، 2003). اين فرايند ها در حالت عادي معلول انقطاع اولين شارعهاي تند است كه به علت ته نشست رسوبات در مسير رخ نمي دهند (از چندين متر مكعب تا صدها متر مكعب)، اما در برخي موارد براي جدا نشدن كامل پلها و شاهراهها و راه آهن ها جريان كانال را دو راهه مي كنند. خطر معمولاً از يك سهل انگاري ناچيز عادي نسبت به جريانات خاك و شن و لجن به وجود مي آيد: مثلاً در دره هاي آلپي، پلها غالباً توسط نيروي ضربه اي جريان منهدم مي شوند چون دهنه اين پلها فقط براي تخليه آب طراحي شده اند. براي يك آبگير كوچك در كوه هاي آلپ ايتاليا (سطح = 76/1 km2 ) كه تحت تأثير يك جريان خاك و شن قرار گرفته بود، كارل ولوينو (1998) نقطه اوج تخليه را از 750m3/ s براي يك بخش كه در قسمت مياني كانال اصلي تعيين محل شده بود ارزيابي كرده بود. در همان سطح متقاطع، ماكزيمم قابل پيش بيني تخليه آب (توسط HEC – 1)، 19m3/s بود، مقداري در حدود 40 بار كمتر از مقدار محاسبه شده براي جريان خاك و شن رخ داده.
جريان خاك
جريانات خاك، در شيب رو به پايين زمين، جريان چسبناك اشباع شده و مواد ريزدانه اي هستند كه با هر سرعتي از آهسته به تند حركت مي كنند. به طور نمونه، آنها مي توانند با سرعتي از 17 تا 20 كيلومتر در ساعت حركت كنند. اگرچه اينها بسيار شبيه جريانات لجني هستند اما روي هم رفته حركت آنها آهسته تر است و با مواد جامدي كه در طول جريان حمل مي شوند، پوشيده مي شوند. آنها از جريانات سيّالي كه سرعت بيشتري دارند متفاوتند. خاك رس، ماسه ريز و گل و لاي و ريزدانه ها، مواد حاصل از فعاليتهاي آتشفشاني، همه مستعد جريانات زميني هستند. سرعت جريانات زميني وابسته به مقدار آب محتوي در جريان تشكيل شده است: اگر اين جريان بيشتر محتوي آب باشد، سرعت آن بيشتر خواهد شد.
اين جريانات معمولاً وقتي فشار روزنه اي در توده ريزدانه ها به اندازه وزن مواد افزايش يابد به وسيله آب روزنه اي به طور قابل توجهي طول برشكاري مواد را كاهش مي دهد. در نتيجه يك قطعه برآمده درست مي شود كه آهسته حركت مي كند و بر روي سطح مي غلتد. همانطور كه اين قطعه ها به سمت خارج گسترش پيدا مي كنند، زهكشي توده افزايش پيدا مي كند و كناره ها خشك مي شوند، در نتيجه سرعت كلي جريان پايين مي آيد. اين فرايند معلول غليظ شدن جريانهاست. تنوع جريانات زميني، غير عادي نيست، اما بيشتر آنها رايجتر از جريانات مشابه سريع هستند. آنها يك تورفتگي را در رأسشان گسترش مي دهند و معمولاً از زمينهاي باتلاقي در مبدأ مشتق مي شوند.
جريانات زميني بيشتر در طول دوره هاي ته نشيني بالا به وجود مي آيند كه كف زمين را مي پوشانند و به محتواي روان در شيب، آب اضافه مي كنند. در طول حركتِ موادي مانند خاك رس شكافها را افزايش مي دهند و بدين ترتيب آب درون جريان زميني نفوذ مي كند. سپس آب فشار آب روزنه اي را افزايش داده و طول برشكاري مواد را كاهش مي دهد.

بخشی از مقاله انگلیسی:

Causes of landslides

Landslides are caused when the stability of a slope changes from a stable to an unstable condition. A change in the stability of a slope can be caused by a number of factors, acting together or alone:
Natural causes:
• groundwater pressure acting to destabilize the slope
• Loss or absence of vertical vegetative structure, soil nutrients, and soil structure.
• erosion of the toe of a slope by rivers or ocean waves
• weakening of a slope through saturation by snowmelt, glaciers melting, or heavy rains
• earthquakes adding loads to barely-stable slopes
• earthquake-caused liquefaction destabilizing slopes (see Hope Slide)
• volcanic eruptions
Human causes:
• vibrations from machinery or traffic
• blasting
• earthwork which alters the shape of a slope, or which imposes new loads on an existing slope
• in shallow soils, the removal of deep-rooted vegetation that binds colluvium to bedrock
• Construction, agricultural, or forestry activities which change the amount of water which infiltrates into the soil.
Types of landslide
Debris flow
Slope material that becomes saturated with water may develop into a debris flow or mud flow. The resulting slurry of rock and mud may pick up trees, houses, and cars, thus blocking bridges and tributaries causing flooding along its path.
Debris flow is often mistaken for flash flood, but they are entirely different processes.
Muddy-debris flows in alpine areas cause severe damage to structures and infrastructure and often claim human lives. Muddy-debris flows can start as a result of slope-related factors, and shallow landslides can dam stream beds, provoking temporary water blockage. As the impoundments fail, a “domino effect” may be created, with a remarkable growth in the volume of the flowing mass, which takes up the debris in the stream channel. The solid-liquid mixture can reach densities of up to 2 tons/m³ and velocities of up to 14 m/s (Chiarle and Luino, 1998; Arattano, 2003). These processes normally cause the first severe road interruptions, due not only to deposits accumulated on the road (from several cubic meters to hundreds of cubic meters), but in some cases to the complete removal of bridges or roadways or railways crossing the stream channel. Damage usually derives from a common underestimation of mud- debris flows: in the alpine valleys, for example, bridges are frequently destroyed by the impact force of the flow because their span is usually calculated only for a water discharge. For a small basin in the Italian Alps (area = 1.76 km²) affected by a debris flow, Chiarle and Luino (1998) [citation needed] estimated a peak discharge of 750 m3/s for a section located in the middle stretch of the main channel. At the same cross section, the maximum foreseeable water discharge (by HEC-1), was 19 m³/s, a value about 40 times lower than that calculated for the debris flow that occurred.
Earth flow
Earthflows are downslope, viscous flows of saturated, fine-grained materials, which move at any speed from slow to fast. Typically, they can move at speeds from .17 to 20 km/h. Though these are a lot like mudflows, overall they are slower moving and are covered with solid material carried along by flow from within. They are different from fluid flows in that they are more rapid. Clay, fine sand and silt, and fine-grained, pyroclastic material are all susceptible to earth flows. The velocity of the earth flow is all dependent on how much water content is in the flow itself: if there is more water content in the flow, the higher the velocity will be.
These flows usually begin when the pore pressures in a fine-grained mass increase until enough of the weight of the material is supported by pore water to significantly decrease the internal shearing strength of the material. This thereby creates a bulging lobe which advances with a slow, rolling motion. As these lobes spread out, drainage of the mass increases and the margins dry out, thereby lowering the overall velocity of the flow. This process causes the flow to thicken. The bulbous variety of earthflows is not that spectacular, but they are much more common than their rapid counterparts. They develop sag at their heads and are usually derived from the slumping at the source.