[转载]武汉地区基坑降水引起的地面沉降机理及定量预测 [复制链接]

第16卷第1期 oU6y4y
O  
2002年3月　　 　 　 　土　工　基　础Soil Eng. and Foundation　 　 　 　Vol.16 No.2　June. 2002 Jb["4X;h  
武汉地区基坑降水引起的地面沉降机理及定量预测⒇ xI*#(!x"G  
胡　涛1　冯晓腊2　熊文林2　王　宇2 p4K.NdUH  
(1.武汉建筑科学研究院,430071;2.中国地质大学,武汉430074) 8Q{9>^  
摘　要　　根据武汉地区的水文地质和工程地质特征,结合工程实际,对武汉地区深基坑降水引起地面沉降的机 X"fh@.  
理及其定量预测作了深入的探讨。
D]s]"QQ8  
关键词　　地面沉降,有效应力,降水 sj?3M@l95W  
中图法分类号:P332　　文献标识码:B　　文章编号:1004-3152(2002)02-0048-03 f~{}zGTM:  
1　武汉地区第四系地层的特征 D4JLtB'=  
武汉地区一级阶地由第四系全新统地层构成, HO)/dZNU  
其中汉口分布较广,武昌其次,汉阳相对较少。属河 6 sxffJt  
流相,部分河湖相。上部为粘性土、淤泥质土,下部 A@
*:<Hs
%  
为交互层,即砂和砂砾石层,是典型的二元结构,底 1xE]6he4{T  
部为基岩。与深基坑开挖极为密切的主要是赋存于 Gfp1mev  
全新统地层中的承压水,其含水层的渗透性从上至 B[4pX +f  
下逐渐增大,承压水位较高,同时与长江、汉江水有 fq[;%cr4  
密切的水力联系,两者呈互补关系。至于二级三级 X|D!VX>#!  
阶地,地下水对深基坑的影响不是十分突出。 NS)}6OI3~"  
对于隔水层而言,河流相的一般粘性和湖相的 X[gn+6WB%  
淤泥质土属正常固结的中~高压缩性土,表面的硬 41a.#o  
壳层由于毛细水作用而呈现明显的超固结特性。湖 !R-z%  
相的淤泥含水量高,孔隙比大,属欠固结的高压缩性 6[E|
 
土。含水层由上至下为粉土粉砂—粉细砂—细砂— ] b9-k  
含砾中粗砂—砂砾卵石层,其压缩性逐步降低,属中 -u!FOD/  
低~低压缩性土。从水文地质角度,粉土粉砂、粉细 Sn4[3JV$l  
砂层属过渡层。 Em 6Qe  
2　地面沉降机理 Y
wY74w:  
从理论上讲,深基坑降水后降落漏斗范围内初 8X|r4otn4  
始水位以下各个土层都会因土的固结作用而沉降。 2`GE  
降水之前,含水层处于静止状态,水头为H0。 /walu+]h  
由于静止的时间一般远大于过渡层的孔压消散时 _p-t<ytnh  
间,因此过渡层中的水头与含水层一致。隔水层中 "P-lSF?T  
的水头分布则与上层滞水水头相关,当上层滞水水 )Or.;  
头高于承压水头时,向下越流,反之向上越流,越流 73#x|lY  
量极微,不必考虑其对过渡层及含水层的补给(因此 |t iUej  
称之为隔水层),但却控制隔水层的上边界水头,从 Rm1A>1a:  
而影响隔水层内的水头分布。 fb~=Y$|  
对含水层而言,三维流区的水头分布在纵断面 vDl- "!G1  
上不是相等的。为了预测其上覆的过渡层及隔水层 v[plT2"s  
的水头分布,必须准确地分析(或测试)含水层面的 h7*W*Bd  
水头。然而仅此是不够的,还必须计算出含水层内 {U<xdG  
不同深度处的水头,这种复杂的流场分析常需采用 ~=<}\a~  
数值方法。本文主要分析相对简单的二维流区。二 p Dx-2:}  
维流区流线水平,在任一时间t,距降水中心r的含 [.hyZ}B  
水层断面上,水头在各深度处相等。过渡层上是隔 jcNT<}k C  
水层,因此过渡层顶面相当于不透水边界;当含水层 'I;!pUfVp  
(过渡层底面)水头下降时,过渡层中及顶面的水头 I+>
%uShm  
亦跟随下降,但稍有滞后。隔水层顶面受上层滞水 P}ok*{"J<>  
补给,相当于定水头边界;隔水层底面的水头与过渡 :1XtvH  
层顶面水头相等,并跟随下降,因此隔水层中的水头 Hn>B!Bm*  
相应下降,但滞后更明显。固结理论常用超孔隙水 I):!`R.,  
压力的消散过程来描述固结过程。地基的超孔隙水 A1P K  
压力是由附加荷载产生,“超”是新的孔隙水压力相 r:&`$8$  
对于原始孔隙压力的差。 ~8"8w(CG*I  
3　地面沉降定量计算[1~3] 5zFR7/p{  
(1)隔水层的固结计算 ZCKka0*
 
⒇收稿日期:2002-03-04 \<}&&SuH  

隔水层的上边界受上层滞水水头控制,下边界 |6=p{y  
受过渡层顶水头控制,两层水的水头降低,均将导致 xss`Y,5?  
隔水层固结。图1表示承压水初始水头(以隔水层 l;y7]DO  
底面起算)为H0,上层滞水水头为Ha时的实时孔隙 O6IB. >T  
水压力分布。当承压水头降低至H1时(如果低于 s"Pf+aTW
 
隔水层底面高度则为0),隔水层底部的孔隙水压力 Z2im@c67{  
开始消散,并逐步向上扩展。如果时间无限长,则孔 Z|%_oR~b|  
隙水压力形成新的稳定状态,与初始状态之间的差 Hwo$tVa:=  
转化为有效应力增量(横线阴影部分),可计算出其 F(na{<g};  
最终沉降量。其公式为: >#,G}xf  
W1=Ms1(H0-H1)γwh2Es(1) 6c
^e\0q  
图1　隔水层初始及终止孔隙水压力分布图 gX0R)spg  
(2)过渡层的固结计算 gTA%uRBa  
过渡层中的承压水垂直向下渗流,且滞后于含 %tG*C,l]  
水层,因此适于采用一维固结理论。过渡层上边界 ~T) Q$  
为不透水边界,下边界水头受控于含水层顶面的水 [<'-yQ{l\  
头。设初始水头为H(相对于过渡层底),当降水终 f!
O{%ev  
止(T2),含水层的水头高度仍高于过渡层顶面时, ,+~rd4a  
有效应力增量(横线阴影部分)呈矩形分布(图2a)。 [D*UT#FM  
含水层的水头高度低于过渡层顶面时,过渡层部分 GnP|x}YM  
疏干,疏干范围的有效应力增量呈梯形分布,尚未疏 3O7!`Nm@  
干部分仍呈矩形分布(图2b)。同样可以忽略疏干 fN'HE#W1Xa  
的滞后效应,根据不同的有效应力增量分布图直接 JK.ZdY%  
计算最终沉降量。其公式为: gJ2>(k03y  
W2=Ms2∑ Oft4-4$E  
n JH:0 L  
i=1ΔσwihiEsi(2) t3dlS`O  
(3)含水层的固结计算 5]M>8ll  
对于二维流区,任意深度的水头降深相等,即有 C@jJ.^ <<  
效应力增量相等。现行《规定》用分层总合法计算其 H\XP\4#u  
固结沉降量,并通过修正系数校正计算值与实际值 0P\$2lk  
之间的误差。其公式为: a33TPoj  
W3=Ms3∑ hEh}PX:  
n 4lBU#V7  
i=1ΔσwihiEsi(3) H,N)4;F<c  
上述三个公式中:Wi———各层的沉降量;hi——— i;!H!-sM  
各分层的厚度;Esi———各分层的压缩模量;σwi——— u]vQ>Uu  
各分层的有效应力增量;Msi———各层的经验校正系 Ug&,Y/tFw2  
数。 4.IU!.Uo  
图2　过渡层有效应力增量分布图 4wrk2x[  
一般来说,抽水引起的地面最终沉降量应等于 |j 6OM{@  
上述三种沉降量之和,即 9
7ql5  
W=W1+W2+W3(4) ;vt8R=T  
如需求抽降过程中某时间的沉降量,则需用如下公 >3c@x  
式进行计算: ?JL:CBvCp  
W(t)=W1(t)+W2(t)+W3(t)=U1tW1+U2tW2+ e^ v.)  
U3tW3(5) uL[.ND2._&  
Ut=1-8π2eπ24Tv　Tv=Cvh2t (6) 5Kkdo!z  
式中:W(t)———某时间的沉降量;Ut———土体 <vXGi  
固结度;h———土层厚度;Tv———时间固素;Cv———土 lkBdl#]9  
体固结系数。 ( H6c{'&  
公式(5)中,由于含水层的透水性大,其土层固 ?(R]9.5S  
结很快完成,因此可不考虑其变形随时间的关系。 G#MdfKH  
以上计算方法在武汉地区用得较多,但在实际 ~i`>adJ:  
使用时,常出现参数使用不当的问题: yz0zFfiX  
对于Esi,理论上应按实际应力范围取值,即取 ^a#X9  
用原状土样的原始自重应力至自重应力与附加应力 a{[x4d,z  
之和段的压缩模量值,如果是超固结土,应取用原状 g
55`A`5%C  
土样的前期固结压力至前期固结压力与附加应力之 =C~/7N,lW]  
和段的压缩模量值,但是,在实际应用时,由于土样 .|/~op4;  
的扰动、试验室与实际应力条件的差异、试验指标的 /PLn+-  
准确度等因素的影响,该指标往往很难准确取值。 )n,P"0  
武汉市的含水砂层的Es1-2值一般在12~25MPa之 R+Y4|  
间,随深度的增大单调增大。如果考虑其具有的超 rD*sl}  
固结特性,则当砂层的埋深小于8米时,其沉降计算 sqW* pi  
49第2期　　　　　　　　　　　胡　涛等:武汉地区基坑降水引起的地面沉降机理及定量预测

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