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.

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 (PDF)

ترجمه فارسی رایگان (PDF)

خرید ترجمه با فرمت ورد

بخشی از ترجمه فارسی مقاله:

پیشگفتار
برش‌(های) زیرین- سرعت موج به محبوبیت در مطالعات زیست محیطی و مهندسی دست یافته است. از آن‌جایی که مستقیما متناسب با مدول برشی مواد زیرین است، تبدیل به شاخصی اساسی برای سفتی مواد زمینی می‌شود. ارزیابی نمایه‌ی سرعت S-موج، یکی از وظایف حیاتی در مهندسی ژئوتکنیک بوده است. در حال حاضر، یک نمایه‌ی سرعت S-موج اغلب با استفاده از روش موج-سطحی به دست می‌آید. برای مثال، تجزیه و تحلیل چندکانالی روش موج‌های سطحی (MASW) ، یکی از روش‌های موفق موج سطحی است. آن بر اساس ماهیت طبیعت پراکنده‌ی موج‌های ریلی در رسانه‌ها‌ی به طور عمودی ناهمگن و فرض لایه‌ی افقی مدل زمینی است. اگرچه زمین متشکل از رسانه‌ی به طور کامل مسطح لایه‌بندی شده نیست. آشکارسازی ویژگی‌های انتشار موج ریلی در ساختار پیچیده (یا مختلط)، نقشی حیاتی را در شناخت ساختارهای زمینی ایفا می‌کند.
تا جایی که ما می‌دانیم، انتقال موج‌های-سطحی شدیدا تحت تاثیر سطح نامنظم است. اولین گزارش‌های انتشار موج-سطحی روی سطح توپوگرافیک در سال ۱۹۵۸ آغاز شد. این مطالعات شامل انتقال و بازتاب موج‌های ریلی در گوشه‌ها ، مشخصات ضریب انتقال و انعکاس توپوگرافی زاویه به وسیله‌ی مطالعات تجربی ، و فرمول‌های نظری انعکاس و انتقال در یک گوشه هستند. اشنایدر (۱۹۸۶) به مطالعه‌ی تاثیرات توپوگرافی روی تبدیلات و انتشار سه بعدی موج-سطحی توسط روش تقریب بورن پراخت. در مطالعه‌ی او، انتشار موج سطحی توسط توپوگرافی، با انتشار موج سطحی توسط یک مدل ریشه‌ی کوه مقایسه شد. او همچنین به تجزیه و تحلیل تاثیر مداخله بین موج‌های سطحی پراکنده شده توسط بخش‌های مختلف ناهمگنی پرداخت.
این نتایج نظری پیشین، ما را به سمت بهبود قابل توجهی در توضیح آزمایشات و داده‌های جهان واقعی هدایت می‌کند. اگرچه تجزیه و تحلیل مشخصات انتشار موج‌های ریلی روی سطح توپوگرافی بسیار پیچیده است. این مطالعات، در روش تحلیلی یا شبیه‌سازی عددی، کمتر عمومی هستند. با توسعه‌ی نظریه‌ی انتشار موج‌های لرزه‌ای و پیشرفت تکنیک‌های شبیه‌سازی عددی، مطالعات بیشتری از تاثیر توپوگرافیک روی انتشار موج‌های ریلی انجام شده است. تکنیک‌های شبیه‌سازی عددی، ابزارهای مهمی برای جبران ضعف روش‌های تحلیلی هستند. آن‌ها به طور گسترده‌ای در مطالعه‌ی مساله‌ی انتشار موج-سطحی روی ساختارهای پیچیده‌ی زمین‌شناسی استفاده شده‌اند. فایوکی (۱۹۸۰)، انتشار موج‌های ریلی روی سطح آزاد توپوگرافیک را با استفاده از روش تفاضل متناهی شبیه‌سازی کرد. وانگ (۱۹۸۲)، فرکانس واکنش یک تنگه به موج‌های ریلی را مطالعه کرد. کاواس (۱۹۸۸)، واکنش دامنه‌ی زمانی موج‌های ریلی را به وسیله‌ی روش عنصر مرزی مطالعه کرد. پس از آن، سانچز-سزما و همکاران (۱۹۹۱) به بحث چنین واکنشی از توپوگرافی عمومی‌تر پرداختند.
بر اساس روش عنصر (یا المان) مرزی، هوین و همکاران (۱۹۹۸)، انتشار موج‌های ریلی در طی شکاف‌های سطحی مختلف را به طور عددی شبیه‌سازی کردند. از سیگنال‌های شبیه‌سازی، تغییرات نسبت‌های طیفی بین موج‌های انتقال یافته و فرودی به عنوان تابعی از عمق شکاف مطالعه می‌شوند. مطالعه‌ی آن‌ها را می‌توان برای طراحی روند کارامدی برای تعیین عمق‌ شکاف‌ها مورد استفاده قرار داد. ژانگ و لیو (۲۰۰۰) به مطالعه‌ی مساله‌ی انکسار موج‌های کشسانی روی یک سطح توپوگرافی گودالی نیمه-استوانه‌ای پرداختند. آن‌ها ثابت کردند که انکسار موج‌های ریلی هنگامی قوی‌تر از P-موج‌ها است که طول موج موج‌های ریلی کوچکتر از P-موج‌ها باشد. کائو و همکاران (۲۰۰۷)، انتظار موج‌های ریلی در طی شکاف سطح را به وسیله‌ی روش عنصر متناهی به طور عددی شبیه‌سازی کردند. در همان سال، ناصری-مقدم و همکاران (۲۰۰۷)، انتشار موج‌های ریلی روی فضای جامد با حفره را به طور عددی مورد بررسی قرار دادند. تست‌های عددی آن‌ها نشان دادند که عمق دفن شده و اندازه‌ی حفره‌ی کشف شده توسط روش موج سطح، تابعی از طیف انعکاس موج‌های ریلی بود. ژو و چن (۲۰۰۷)، تاثیر توپوگرافی فرورفته روی موج‌های ریلی کم فرکانس (کوچکتر از ۲ هرتز) شبیه‌سازی شده توسط یک منبع انفجاری نزدیک به سطح را مطالعه کردند. آن‌ها اشاره کردند که واکنش فرکانس و انرژي موج‌های ریلی هنگامی که موج‌های ریلی از توپوگرافی فرورفته عبور کردند تغییر یافت.
در مدل‌بندی عددی انتشار موج‌های ریلی با فرکانس بالا روی سطح آزاد توپوگرافیک، زنگ و همکاران (۲۰۱۲آ)، فرمول خلاء بهبود یافته‌ای را برای ادغام توپوگرافی سطح و ناپیوستگی داخلی برای مدل‌بندی تفاضل متناهی (DF) موج‌های ریلی در سطح نزدیک، ارائه دادند. آن‌ها با طرح خود، انتشار موج‌های ریلی روی سطح آزاد توپوگرافیک ، و کاربرد روش MASW در حضور توپوگرافی سطح آزاد را به طور عددی مورد بررسی قرار دادند. وانگ و همکاران (۲۰۱۲)، طرح FD موثری را برای شبیه‌سازی انتشار موج ریلی در مدل توپوگرافی توسعه دادند که روش «ستاره‌ای» رابرتسون و رویکرد تداخل کشسانی/صوتی (رویکرد AEA) را ادغام می‌کرد. تاثیر قوی سطح آزاد توپوگرافیک روی انتشار موج‌های ریلی توسط مثال‌های عددی از سه مدل ساده‌ی توپوگرافیک ثابت شد.
مطالعات عددی پیشین همگی تحت فرض منبع موج ریلی یا تحت فرض موج‌های ریلی کم فرکانس شبیه‌سازی شده توسط منبع انفجاری انجام می‌شوند. اگرچه به علت نیازمندی‌های دقت و وضوح بالای بررسی‌های نزدیک سطح، موج‌های ریلی با فرکانس بالا معمولا برای کشف ساختاری نزدیک سطح انتخاب می‌شوند. آن‌ها معمولا توسط یک منبع تاثیر سطح تولید می‌شوند مانند یک چکش سنگین به به یک سطح فولادی ضربه می‌زند. پژوهش انتشار موج‌های ریلی با فرکانس بالا روی سطح توپوگرافیک، نقشی اساسی را برای روش‌های موج-سطحی در کاربردهای نزدیک به سطح ایفا می‌کند. اگرچه برخی مطالعات عددی در زمینه‌ی انتظار موج‌های ریلی با فرکانس بالا روی سطح آزاد توپوگرافیک وجود دارند ، تجزیه و تحلیل مفصل ویژگی‌های انتشار موج‌های ریلی با فرکانس بالا روی سطح آزاد توپوگرافیک، دست نخورده باقی می‌ماند.
ما یک مدل توپوگرافیک فرورفته و یک مدل توپوگرافیک برامده را برای مطالعه‌ی بیشتر انتشار موج‌های ریلی با فرکانس بالا روی سطح آزاد توپوگرافیک، پیکربندی می‌کنیم. انتشار موج‌های ریلی با فرکانس بالا روی این دو سطح توپوگرافیک توسط طرح FD وانگ به طور عددی شبیه‌سازی می‌شود. ما بر اساس شبیه‌سازی‌های عددی، به تجزیه و تحلیل ویژگی انتشار موج‌های ریلی با فرکانس بالا در چنین دو سطح آزاد توپوگرافیک معمول می‌پردازیم و تغییرات موج‌های ریلی با فرکانس بالا در انرژي، طیف فرکانس و واکنش فراوانی را بحث می‌کنیم. سپس به بحث روابط بین تغییرات و شیب توپوگرافی هر مدل می‌پردازیم. در نهایت، تاثیر توپوگرافی موضعی روی مشخصات انتشار موج‌های ریلی را تجزیه و تحلیل می‌کنیم.

بخشی از مقاله انگلیسی:

1. Introduction

Underneath shear (S)-wave velocity has gained popularity in engineering and environmental studies. Since it is directly proportional to shear modulus of underneath materials, it becomes a fundamental indicator of stiffness of earth material (Imai and Tonouchi, 1982). Evaluation of S-wave velocity profile has been one of the critical tasks in geotechnical engineering (e.g., Craig, 1992; Xia et al., 1999, 2002). At present, an S-wave velocity profile is often obtained by surface-wave method. For example, the Multichannel Analysis of Surface Wave (MASW) method (e.g., Xia et al., 1999, 2002) is one of the successful surface-wave methods. It is based on the dispersive nature of Rayleigh waves in vertically heterogeneous media and the horizontal layer assumption of earth model. The earth, however, is not composed of perfectly flat-layered medium. Clarifying propagation properties of Rayleigh wave in complex structure plays a critical role in understanding Earth structures (e.g., Zhao, 1991). To our knowledge, surface-wave transmission is substantially affected by the irregular surface. The earliest reports of surface-wave propagation on topographic surface began in 1958. The studies include the transmission and reflection of Rayleigh waves at corners (deBremaecker, 1958), characters of reflection and transmission coefficient of angle topography by experiment studies (Knopoff and Gangi, 1960), and the theoretical formula of reflection and transmission at a corner (e.g., Hudson and Knopoff, 1964; Mal and Knopoff, 1965, 1966; Fujii et al., 1984). Snieder (1986) studied the effects of topography on three dimensional surfacewave scattering and conversions by the Born approximation method. In his study, the scattering of surface wave by topography was compared with the scattering of surface wave by a mountain root model. He also analyzed the interference effects between surface waves scattered by different parts of heterogeneity. These previous theoretical results lead us to a considerable improvement in the explanation of real-world data and experiments. Analyzing the dispersion characters of Rayleigh waves on topographical surface, however, is too complicated. These studies are less general in either analytical method or numerical simulation. With the development of propagation theory of seismic waves and the progress of numerical simulation techniques, further studies of topographic influence on Rayleigh-wave propagation have been done. Numerical simulation techniques are important tools to remedy the weakness of analytical methods. They have been widely used in studying the problem of surface-wave propagation on complex geological structures. Fuyuki and Matsumoto (1980) simulated the scattering of Rayleigh waves on topographic free surface by the finite-difference method. Wong (1982) studied the frequency response of a canyon to Rayleigh waves. Kawase (1988) studied the time domain response of Rayleigh waves by the boundary element method. Afterwards, Sánchez-Sesma and Campillo (1991) discussed such response of more general topography. Based on the boundary element method, Hévin et al. (1998) numerically simulated the propagation of Rayleigh waves across various surface cracks. From the simulation signals, the variations of spectral ratios between the transmitted and incident waves are studied as a function of the crack depth. Their study can be used to design an effi- cient procedure for the determination of crack depths. Zhang and Liu (2000) studied the problem of elastic wave diffraction on a semicylindrical pit-case topographical surface. They proved that Rayleighwave diffraction was stronger than P waves, when the wavelength of Rayleigh waves was shorter than the P waves. Cao et al. (2007) numerically simulated the propagation of Rayleigh waves across surface crack by the finite element method. At the same year, Nasseri-Moghaddam et al. (2007) numerically investigated the propagation of Rayleigh waves on solid space with cavity. Their numerical tests showed that the buried depth and the size of the cavity detected by the surface wave method were a function of Rayleigh-wave frequency spectrum. Zhou and Chen (2007) studied the effect of depressed topography on low-frequency (b2 Hz) Rayleigh waves stimulated by a near-surface explosive source. They pointed out that Rayleigh-wave energy and frequency response were changed when Rayleigh waves passed through the depressed topography. In numerical modeling of high-frequency Rayleigh-wave propagation on topographic free surface, Zeng et al. (2012a) proposed an improved vacuum formulation to incorporate surface topography and internal discontinuity for finite-difference (FD) modeling of Rayleigh waves in the near surface. By their scheme, they numerically investigated the propagation of Rayleigh waves on topographic free surface (Zeng et al., 2012a), and the application of the MASW method in the presence of free-surface topography (Zeng et al., 2012b). Wang et al. (2012) developed an effective FD scheme to simulate Rayleigh-wave propagation in the topographical model, which incorporated Robertsson’s ‘staircase’ method (Robertsson, 1996) and the acoustic/elastic interface approach (AEA approach) (Xu et al., 2007). Strong influence of topographic free surface on Rayleigh-wave propagation was demonstrated by numerical examples of three simple topographic models. The previous numerical studies are all done either under the assumption of independent Rayleigh-wave source (Fuyuki and Matsumoto, 1980; Wong, 1982; Kawase, 1988; Sánchez-Sesma and Campillo, 1991), or under the assumption of low-frequency Rayleigh waves stimulated by explosive source (Zhou and Chen, 2007). However, due to the high resolution and precision requirements of near-surface investigations, the high-frequency Rayleigh waves are usually chosen for near-surface structural detecting. They are typically generated by a surface impact source, such as a sledgehammer hitting a steel plate. Research of propagation of high-frequency Rayleigh waves on topographic surface plays a critical role for surface-wave methods in near-surface applications. Though there are some numerical studies on highfrequency Rayleigh-wave propagation on topographic free surface (e.g., Nasseri-Moghaddam et al., 2007; Zeng et al., 2012a,b; Wang et al., 2012), detailed analysis of characters of high-frequency Rayleigh-wave propagation on topographic free surface remains untouched. We configure a depressed and an uplifted topographic model to further study the propagation of high-frequency Rayleigh waves on topographic free surface. Propagation of high-frequency Rayleigh waves on these two topographic surfaces is numerically simulated by Wang’s FD scheme (Wang et al, 2012). Based on the numerical simulations, we analyze the propagation character of high-frequency Rayleigh waves in such two typical topographic free surfaces, and discuss the variations of high-frequency Rayleigh waves in energy, frequency spectrum and amplitude response. Afterwards, we discuss the relationships between the variations and the topographical steepness of each model. Lastly, we analyze the influence of local topography on Rayleigh-wave dispersion characters.

مقاله انگلیسی رایگان (PDF)

ترجمه فارسی رایگان (PDF)

خرید ترجمه با فرمت ورد

بخشی از ترجمه فارسی مقاله:

مقدمه
طراحی زمین لرزه ای و فلسفه آن اخیرا از سوی اکثر قوانین طراحی لرزه ای اتخاذ گردیده که بر مبنای جلوگیری از فروریزی ساختار در طی زلزله می باشد و ویژگی انعطاف پذیری را معرفی می کند که میزانی از رخداد خسارت و آسیب در مولفه ها و نواحی خاص را برقرار می سازد. در حالت ساختارهای بتن مستحکم شده، آسیب به خاطر له شدن بتن و دگرشکلی پلاستیکی استحکام فولاد است که اخیرا به عنوان یکی از نقائص میله های فولاد در نظر گرفته شده است. دگرشملی فولاد مازاد در چارچوب مقاومت لحظه ای بتن مستحکم شده اغلب منحر به رانش های دائمی می گردد که نه تنها باعث افت ظرفیت کلی شده بلکه مسائل ایمنی برای ساکنان تحت بارهای جاذبه به بار می آورد. چندین مطالعه اخیر بر بهبود کارکرد پس از زمین لرزه ساختارهای بتن مستحکم از طریق معرفی ویژگی مرکزبندی مجدد متمرکز بوده اند. چندین فنون معرفی شدهاند تا این ویژگی را به ساختارهایی از جمله کاربرد میله های فولادی پس از تنش، ارتقا سختی پس از تسلیم شوندگی با استفاده از میله های کامپوزیت فیبری فولاد و کاربرد میله های آلیاژ حافظه شکلی فراارجاع پذیر بپردازند. هر چند استفاده از آلیاژ حافظه شکلی برای فراهم سازی ساختارهای بتن مستحکم با توانایی مرکز مجدد کاملا نوید بخش می باشد، آن با برخی چالش ها مواجه است. برای مثال، استفاده از قطر بزرگ،میله آلیاژ حافظه شکلی که به لحاظ تجاری موجود نیستند از هزینه آن می کند. علاوه بر این، تحقیقات نشان داده اند که میله های آلیاژ حافظه شکلی دارای قطر بزرگتر ناحیه تنش کاهش یافته و قابلیت کاهندگی در مقایسه با سیم های قطر کم نشان می دهند. این امر به طور عمده به خاطر تجمع سختار بلور ماده فلزی سخت و شکننده بلوری و نقص های ذاتی است که در میله های قطر بزرگتر در مقایسه با سیم های قطر کوتاه قرار دارد. برای بررسی محدودیت های از قبل بحث شده در میله های استحکامی فولاد با استفاده از سیم های آلیاژ حافظه شکلی به جای میله ها، مولف دوم در مطالعه ای شرکت نمود که ایده استفاده از نوع جدید کامپوزیت پلیمر مستحکم فیبری معروف به پلیمر مستحکم فیبری آلیاژ حافظه شکلی به عنوان استحکام ساختارهای بتن معرفی نمود.
استحکام مطرح شده به عنوان روشی برای معرفی ویژگی های انعطاف پذیری و مرکزیت مجدد ساختارهای بتن مستحکم می باشد. شکل 1 میله کامپوزیت را طرح وار نشان می دهد. طبق شکل، آلیاژ حافظه شکلی- پلیمر مستحکم فیبری مشتکل از صمغ پلیمری مستحکم شده با فیبرهای آلیاژ حافظه شکلی فراارجاع پذیر ان آی تی آی قطر کوتاه با یا بدون فیبرهای استحکامی قراردادی تکمیلی است ( از جمله شیشه، کربن و غیره).رفتار غیر خطی اما ارجاع پذیر کاذب در شکل 1 نشان داده است که نمونه فیبرهای آلیاژ حافظه شکلی فوق ارجاع پذیر بوده که باعث می گردد استحکام کامپوزیت آلیاژ حافظه شکلی- پلیمر مستحکم فیبری رفتار شکل پذیر ومهیج با کمترین آسیب به ساختار بتن استحکامی از خود نشان دهد. رفتار مهیج شکل پرچم آلیاژ حافظه شکلی نتیجه مستقیم تبدیل فاز القا شده با فشار برگشت پذیر بین فازهای استنیت و مارتنسیت است.
مطالعه ظفر و آنداوز به بررسی روند تولید مفصل و رفتار آزمایشی تجربی ترکیب کامپوزیت آلیاژ حافظه شکلی- پلیمر مستحکم فیبری پرداخت. در مطالعات قبلی آلیاژ حافظه شکلی- پلیمر مستحکم فیبری گزینه نوید بخشی برای میله های فولاد و پلیمر مستحم فیبری است که شایسته بررسی های بیشتر است. این مقاله بر بررسی تحلیلی، عملکرد میله های آلیاژ حافظه شکلی- پلیمر مستحکم فیبری در ساختارهای بتن مستحکم پلیمر محکم فیبری می پردازد که در معرص دنباله های پس لرزه- لرزه اصلی واقع شده و آن را با میله های فولاد قدیمی مقایسه می کند.

بخشی از مقاله انگلیسی:

1. Introduction

Traditional structural seismic design philosophy currently adopted by most seismic design codes is based on preventing the collapse of the structure during an earthquake through introducing the feature of ductility, which allows some level of damage to occur at specific components or regions (e.g. plastic hinges) in the structure. In the case of reinforced concrete (RC) structures, the damage is due to the crushing of concrete and the plastic deformation of steel reinforcement, which has been considered recently as one of the drawbacks of steel rebars. Excessive steel deformation (beyond yielding) in RC moment resisting frames (MRFs) for example often results in permanent residual drifts, which not only cause overall capacity degradation but also pose safety issues for the occupants even under gravity loads [1]. Several recent studies have focused on improving the post-earthquake functionality of RC structures through introducing the feature of re-centering. Various techniques have been proposed to introduce this feature to structures including the use of post-tensioned steel bars [2], enhancing post yield stiffness using steel fiber composite bars [3] and the use of superelastic shape memory alloy (SMA) rebars [4,5]. Although using SMA materials to provide RC structures with the ability to re-center is quite promising, it is faced with some challenges. For example, using large diameter SMA rebars that are not available commercially makes it cost prohibitive. In addition, research have shown that large diameter SMA rebars exhibit reduced hysteretic area and damping capability compared to small diameter wires [4,6]. This is primarily due to the accumulation of more distorted martensite crystalline structure and inherent deficiencies which exist in larger diameter rods as compared to small diameter wires. To address the previously discussed limitations in steel reinforcing bars using SMA wires instead of bars, the second author participated in a study which proposed the idea of using a new type of fiber reinforced polymer (FRP) composite known as shape memory alloy-FRP (SMA–FRP) as reinforcement for concrete structures [7]. The proposed reinforcement was sought as a mean to introduce the features of ductility and re-centering to RC structures. A schematic of the newly proposed composite rebar is shown in Fig. 1a. As illustrated in the figure, the proposed SMA–FRP reinforcing bar comprises polymeric resin reinforced with small diameter NiTi superelastic SMA fibers with or without supplementary conventional reinforcing fibers (e.g. glass, carbon, etc.). The nonlinear, yet pseudo-elastic behavior shown in Fig. 1b typical of superelastic SMA fibers [8] will allow SMA–FRP composite reinforcement to exhibit hysteretic and ductile behavior with minimal damage to the RC structure. The flag-shape hysteretic behavior of superelastic SMA is a direct result of a reversible stress-induced phase transformation between austenite and martensite phases. A more recent study by Zafar and Andrawes [9], explored in depth the manufacturing procedure and experimental testing behavior of the proposed SMA–FRP composite. In these previous studies, SMA–FRP has proven to be a promising alternative to both steel and FRP rebars, which deserves further investigation. This paper focuses on investigating analytically, the performance of SMA–FRP rebars in RC MRF structures subjected to main shock–aftershock earthquake sequences and compare it with that of conventional steel rebars.

اثر حرارتی بر ثبات چاه در طول عملیات حفاری به صورت افقی و طولانی مدت

Thermal effect on wellbore stability during drilling operation with long horizontal section

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب)

F2129

در بخش افقی حفاری ، محور چاه موازی با جهت افقی است. انتقال حرارت در هر دو حالت محوری و شعاعی باید در نظر گرفته شود. فورویی و همکاران یک مدل جریان ورودی به مخزن را برای یک چاه افقی مورد بررسی قرار داد و فشار و دما در مخزن را به صورت جریان شعاعی یک بعدی در نزدیکی چاه، و یک جریان خطی یک بعدی دورتر از دیواره چاه تقریب زدند که در شکل2 نشان داده شده است.آنها تخمین زدند که فاصله از چاه که در آن جریان خطی به صورت شعاعی  است به صورت     /2 H درنظر گرفته می شود و H  در شکل نشان داده شده است.

هنگامی که هیچ سیالی در بخش شکل گیری جریان ندارد (منطقه خطی ساده وجود دارد)، تنها انتقال حرارت در نظر گرفته شده است، معادله تعادل انرژی به صورت زیر می شود:

2-2 صحت مدل

یک چاه عمیق افقی (با عمق 6180 متر) در میدان نفتی تاریم، با یک بخش افقی بلند (678 متر) برای حفاری انتخاب شد. از یک لوله مته با قطر 88.9 میلی متر در یک سوراخ به قطر 152.4 میلی متر استفاده شد،که دما در پایین بخش افقی بسیار بالا و در حدود 150 درجه سانتیگراد می باشد.سیال بر پایه روغن برای ثبات گمانه مورد استفاده قرار گرفت.سرعت نفوذ از 0.71 تا 3.76 متر بر ساعت متفاوت است، که به طور میانگین نرخ نفوذ 1.6 متر بر ساعت در نظر گرفته می شود. خواص فیزیکی مواد در سیستم حفاری در جدول 1 نشان داده شده است.

 MWD (وسیله اندازه گیری در حفاری) برای تشخیص دمای بخش حلقوی در دیواره های چاه مورد استفاده قرار گرفت.درجه حرارت اندازه گیری شده در دستگاه های پایین چاه ذخیره شد. این دستگاه قادر است به طور مداوم دمای چاه در بخش حلقه را در طول گردش ضبط کند.

شکل 3 دما را در اعماق مختلف در طول عملیات حفاری پیش بینی کرده و اندازه گیری می کند.زمان صفر در نقطه شروع  (آغاز بخش افقی) تنظیم شد. درجه حرارت استاتیکی به عنوان درجه حرارت شروع در شروع شبیه سازی مورد استفاده قرار گرفت. این شرایط مطلوب نیست، اما پس از8  ساعت شبیه سازی، دیده شد که نتایج به میزان قابل توجهی وابسته به شرایط اولیه نیست. دمای محاسبه شده نزدیک به مقادیر اندازه گیری شده است، و درجه حرارت سوراخ پایین به تدریج با افزایش عمق اندازه گیری شده افزایش می یابد.

2 عوامل موثر برروی دیواره های افقی دمای چاه

برای دیواره های عمودی، تغییر درجه حرارت چاه به طور عمده به انتقال حرارت سیال بین بخش شکل گیری و چاه وابسته است زیرا ،دمای شکل گیری تا حد زیادی در جهت عمودی متفاوت است. در مقایسه با تغییر حرارت ناشی از گرادیان زمین گرمایی، اثر حرارتی جزئی مانند گرمای ناشی از اتلاف گرانروی در حفاری را می توان نادیده گرفت. با این حال، برای چاه های افقی، گرادیان دما، به ندرت در بخش افقی تغییر میکند. هنگامی که حرارت کافی بین بخش افقی چاه و بخش شکل گیری وجود داشته باشد، هر اثر حرارتی می تواند تاثیر قابل توجهی بر تغییر درجه حرارت چاه داشته باشد.

شکل4 توزیع شار حرارتی مربوط به همرفت اجباری، انرژی هیدرولیکی و انرژی مکانیکی منابع را برای واحد های مختلف در بخش های مختلف چاه در حفاری چاه افقی نشان می دهد. نسبت توزیع انتقال حرارت و منبع انرژی برای بخش عمودی و بخش منحنی و بخش افقی و بخش مته محاسبه شد. از شکل 4 می توان دریافت که با افزایش عمق، حرارت منتقل شده ناشی از همرفت اجباری کاهش می یابد،زیرا بخش افقی در تماس کامل با بخش شکل گیری است، که منجر به تغییرات کوچکی در درجه حرارت سیال در جهت محوری می گردد.با این حال، حرارت تولید شده توسط انرژی های هیدرولیکی و انرژی های مکانیکی به تدریج با عمق افزایش می یابد و یک افزایش قابل توجهی را در نزدیکی مته نشان می دهد. انتقال حرارت بین بخش شکل گیری و بخش افقی چاه، و منابع مکانیکی و حرارتی خود از دلایل اصلی برای درجه حرارت  متفاوت در چاه های افقی نسبت به چاه های عمودی می باشد.

خواص فیزیکی مواد و هندسه چاه به عنوان پایه ای برای آنالیزهای حساس می باشد. تفاوت عمده بین دمای چاه های افقی و چاه های عمودی در این است که بخش افقی چاه حرارت مورد نیاز را به بخش شکل گیری منتقل می کند. طول بخش افقی نشان دهنده ی اندازه ی سطح تماس بین سیال و بخش شکل گیری می باشد که در شکل 5 نشان داده شده است.دمای سوراخ پایینی با افزایش طول بخش افقی افزایش می یابد. هنگامی که این طول به 700 متر یا بیشتر برسد، درجه حرارت سوراخ پایینی به بیش از دمای استاتیک میرسد.

شکل6 اثر توزیع افت فشار در درجه حرارت چاه را نشان می دهد.دمای بخش افقی چاه عمدتا تحت تاثیر افت فشار می باشد، که باعث یک افزایش 8 درجه سانتیگرادی، بدون در نظر گرفتن افت فشار اصطکاکی، می شود. شکل 7 اثر گرمای تولید شده توسط گشتاور در بخش حلقوی را نشان می دهد.بدون توجه به منبع گرمایی گشتاور،کاهش 3 درجه سانتیگرادی در دمای سوراخ پایینی وجود دارد.

سیالات با گرمای ویژه متفاوت به طور کلی رفتار حرارتی متفاوتی را نشان میدهند. شکل 8 نشان می دهد که اثر سیستم های گل مختلف بر روی دمای گمانه نشان می دهد. ظرفیت گرمایی ویژه گل های برپایه آب حدود دو برابر گل های بر پایه روغنی است. در مقایسه با گل های پایه روغنی، دمای بخش حلقوی گل های پایه آبی حدود  20 درجه کاهش می یابد و دمای خروجی حدود 7 درجه سانتیگراد افزایش می یابد.

از یک سو کاهش نرخ پمپ گل ، ضریب انتقال حرارت را بین سیال حفاری شده و بخش شکل گیری کاهش می دهد. از سوی دیگر، افت فشار منبع حرارتی ،درجه حرارت سوراخ پایینی را کاهش می دهد.در نتیجه، رابطه مشخصی میان نرخ پمپ و درجه حرارت سوراخ پایین وجود ندارد و رابطه باید با توجه به شرایط خاص تعیین گردد.

-تنش های حرارتی برروی پاه های افقی

1-3 تنش ناشی از تغییرات دمایی در بخش شکل گیری در دیواره افقی

هنگامی که درجه حرارت در نزدیکی چاه تغییر می کند، تنش حرارتی در بخش شکل گیری رخ می دهد.تنش حرارتی تنها زمان گرمایش یا سرمایش رخ می دهد.

وزن بحرانی گل با استفاده از معادلات بالا و پارامترهای ورودی که در جدول 2 آورده شده است محاسبه میگردد.در این مقاله در مورد این داده های ورودی و  هندسه و خواص فیزیکی مواد در بخش2.2 به تفضیل اورده شده است.

حداقل و حداکثر وزن مورد  نیاز گل برای شکست و فروپاشی به عنوان تابعی از  گمانه در شکل 10 آورده شده است.با افزایش زاویه ی چرخش ،وزن گل برای شکست کاهش می یابد، و وزن گل برای فروپاشی افزایش یافته است و چاه افقی برای شکستگی یا تخریب مناسبتر میگردد.

3.3 اثر حرارتی در چاه افقی

شکل 11 اثر حرارتی بر روی وزن بحرانی برای چاه عمودی و افقی نشان می دهد.ارتباط خطی اثر حرارتی در وزن بحرانی گل برای چاه های افقی به دست آمد.با این حال اثر حرارتی بر روی چاه های افقی حساس تر از چاه های عمودی است. هنگامی که درجه حرارت شکل گیری کاهش می یابد،چاه شکننده تر می گردد. افزایش درجه حرارت شکل گیری سبب افزایش وزن گل شکست شده و فروپاشی شده میگردد.

با شرایط حفاری درست، وزن بحرانی گل از چاه افقی در امتداد بخش افقی با گل های مختلف در شکل12 نشان داده شده است.برای گل برپایه نفت، درجه حرارت در انتهای بخش افقی افزایش می بابد، و باعث می شود وزن بحرانی گل افزایش یابد.   

مقاله انگلیسی رایگان

ترجمه فارسی رایگان 

بخشی از ترجمه فارسی مقاله:

4.3. طراحی ضوابط زلزله ها
هنگامی که خطر لرزه ای در محل مشخص می شود، سطح زلزله طراحی یا لرزه خیزی تعریف می شود. برای مثال، در PSHA طراح باید احتمال وقوع برای مجموعه ایی از پارامترهای حرکت زمین را انتخاب کند. فلسفه طراحی لرزه خیزی کنونی برای بسیاری از امکانات مهم نیاز به دوگانگی (دو-سطح) معیارهای طراحی سطح، با سطح طراحی بالاتر، زلزله با هدف ایمینی زندگی و سطح پاینتر، زلزله برای قرار گرفتن در معرض خطر اقتصادی ایجاد می کند. دو سطح طراحی تعریف شده معمولا بعنوان حداکثر زلزله طراحی (یا ارزیابی ایمینی زلزله) و طراحی عملیاتی زلزله (یا ارزیابی تابع زلزله) و در بسیاری از پروژه ای تونل حمل و نقل اخیر، استفاده شده است. از جمله متروی لوس انجلس، متروی سیاتل، تونل های سومین لنگرگاه شاهراه مرکزی بوستون.
4.3.1. حداکثر زلزله طراحی (MDE)
حداکثر زلزله طراحی MDE در یک DSHA تعریف می شود بعنوان حداکثر سطح لرزش که می تواند در محل تجربه شود. در یک DSHA، MDE بعنوان یک رویداد با احتمال کمی از وقوع در طول حیات تسهیلات تعریف می شود (بعنوان مثال (3-5%). هدف طراحی MDE این است که ایمنی عمومی در طول و بعد از رویداد طراحی حفظ بشود، به این معنی که ظرفیت ساختاری مورد نیاز تحت بارگذاری MDE باید ترکیبی از بدترین حالت از زنده، مرده و بارگذاری زلزله را در نظر بگیرد. اخیرا، برخی از صاحبان (بعنوان مثال بارت سان فرانسیسکو) شناسایی تسهیلات مورد نیازشان را بعنوان طناب نجات آغاز کرده اند، تا بطور عملی بعد از لرزش سطح MDE باقی بمانند.
4.3.2. طراحی عملیاتی زلزله
طراحی عملیاتی زلزله (ODE) یک رویدادی از زلزله می باشد که می تواند بطور منطقی مورد انتظار باشد تا حداقل یک مرتبه در طول عمر طراحی تسهیلات رخ دهد (بعنوان مثال یک رخداد با احتمالی از وقوع بین 40-50% ). در یک آنالیز ODE بارگذاری طراحی لرزه خیزی به عملکرد ساختاری مورد نیاز اعضای ساختاری بستگی دارد. از آنجایی که هدف طراحی ODE این است که سیستم بطور کلی باید در طول عملیات و بعد از یک ODE ادامه یابد و تجربه کم یا هیچ خسارت، تغییر شکل های غیر انعطاف پذیر باید در یک حداقل نگهداشته شود. پاسخ تسهیلات زیرزمینی بنابراین باید در یک محدوده انعطاف پذیر (الاستیک) حفظ شود.

بخشی از مقاله انگلیسی:

4.3. Design earthquakes criteria

Once the seismic hazard at the site is characterized, the level of design earthquake or seismicity has to be defined. For example, in PSHA, the designer must select the probability of exceedance for the sets of ground motion parameters. Current seismic design philosophy for many critical facilities requires dual two- Ž level design criteria, with a higher design level . earthquake aimed at life safety and a lower design level earthquake intended for economic risk exposure. The two design levels are commonly defined as ‘maximum design earthquake’ or ‘safety evaluation earthquake’ Ž . and ‘operational design earthquake’ or ‘function eval- Ž uation earthquake’ , and have been employed in many . recent transportation tunnel projects, including the Los Angeles Metro, Taipei Metro, Seattle Metro, and Boston Central Artery
Third Harbor Tunnels.

4.3.1. Maximum Design Earthquake

The Maximum Design Earthquake MDE is defined Ž . in a DSHA as the maximum level of shaking that can be experienced at the site. In a PSHA, the MDE is defined as an event with a small probability of exceedance during the life of the facility e.g. 3 Ž .
5% . The MDE design goal is that public safety shall be maintained during and after the design event, meaning that the required structural capacity under an MDE loading must consider the worst-case combination of live, dead, and earthquake loads. Recently, some owners e.g. San Ž Francisco BART have begun requiring their facilities, . identified as lifelines, to remain operational after MDE level shaking.

4.3.2. Operating Design Earthquake

The Operating Design Earthquake ODE is an Ž . earthquake event that can be reasonably expected to occur at least once during the design life of the facility Že.g. an event with probability of exceedence between 40 and 50% . In an ODE analysis, the seismic design . loading depends on the structural performance requirements of the structural members. Since the ODE design goal is that the overall system shall continue operating during and after an ODE and experience little or no damage, inelastic deformations must be kept to a minimum. The response of the underground facility should therefore remain within the elastic range.

 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.