[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 _!^FW%  
2002年3月　　 　 　 　土　工　基　础Soil Eng. and Foundation　 　 　 　Vol.16 No.2　June. 2002 xu?QK6D:  
武汉地区基坑降水引起的地面沉降机理及定量预测⒇ b%!`fn-;  
胡　涛1　冯晓腊2　熊文林2　王　宇2 UQf>5g  
(1.武汉建筑科学研究院,430071;2.中国地质大学,武汉430074) /6+%(f}7l  
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 GY$?^&OO>  
理及其定量预测作了深入的探讨。 h%w\O Z7  
关键词　　地面沉降,有效应力,降水 U_{JM`JY  
中图法分类号:P332　　文献标识码:B　　文章编号:1004-3152(2002)02-0048-03 zs&`:  
1　武汉地区第四系地层的特征 >'|xQjLl  
武汉地区一级阶地由第四系全新统地层构成, FTYLMQ i  
其中汉口分布较广,武昌其次,汉阳相对较少。属河 \IZ
4(Z  
流相,部分河湖相。上部为粘性土、淤泥质土,下部 ah Xq{>  
为交互层,即砂和砂砾石层,是典型的二元结构,底 ~Ro:mH:w  
部为基岩。与深基坑开挖极为密切的主要是赋存于 ?jn6Op  
全新统地层中的承压水,其含水层的渗透性从上至 wIR[2&b  
下逐渐增大,承压水位较高,同时与长江、汉江水有 iBiA0 W  
密切的水力联系,两者呈互补关系。至于二级三级 e"adkV  
阶地,地下水对深基坑的影响不是十分突出。 9MzkG87J  
对于隔水层而言,河流相的一般粘性和湖相的 j5Wx*~@(  
淤泥质土属正常固结的中~高压缩性土,表面的硬
|16BidWi  
壳层由于毛细水作用而呈现明显的超固结特性。湖 ?a0}^:6  
相的淤泥含水量高,孔隙比大,属欠固结的高压缩性 ty< tv|p  
土。含水层由上至下为粉土粉砂—粉细砂—细砂— m',_kY3  
含砾中粗砂—砂砾卵石层,其压缩性逐步降低,属中 S,tVOxs^  
低~低压缩性土。从水文地质角度,粉土粉砂、粉细 @1ta`7#  
砂层属过渡层。 \HQb#f,
  
2　地面沉降机理 Mjvso0zj  
从理论上讲,深基坑降水后降落漏斗范围内初 !6/IKh`J  
始水位以下各个土层都会因土的固结作用而沉降。 iM/0Yp-v'>  
降水之前,含水层处于静止状态,水头为H0。 GN;XB b]w  
由于静止的时间一般远大于过渡层的孔压消散时 5GFnfc}  
间,因此过渡层中的水头与含水层一致。隔水层中  ~M^7qO  
的水头分布则与上层滞水水头相关,当上层滞水水 g~H?l3v  
头高于承压水头时,向下越流,反之向上越流,越流 u[|S*(P  
量极微,不必考虑其对过渡层及含水层的补给(因此 l/UG+7  
称之为隔水层),但却控制隔水层的上边界水头,从 1&pP}v ?  
而影响隔水层内的水头分布。 Z%9^6kdY  
对含水层而言,三维流区的水头分布在纵断面 iY'hkrw  
上不是相等的。为了预测其上覆的过渡层及隔水层 }7
z+  
的水头分布,必须准确地分析(或测试)含水层面的 f$W}d0(F;  
水头。然而仅此是不够的,还必须计算出含水层内 5)v^ cR?&  
不同深度处的水头,这种复杂的流场分析常需采用 ;F(01  
数值方法。本文主要分析相对简单的二维流区。二 x15t
Qb+  
维流区流线水平,在任一时间t,距降水中心r的含 l(
#Y8  
水层断面上,水头在各深度处相等。过渡层上是隔 ?~Ed n-"Y  
水层,因此过渡层顶面相当于不透水边界;当含水层 Q0; gF?  
(过渡层底面)水头下降时,过渡层中及顶面的水头 +}0*_VW  
亦跟随下降,但稍有滞后。隔水层顶面受上层滞水 H.[&gm}p>  
补给,相当于定水头边界;隔水层底面的水头与过渡 t RyGxqiG  
层顶面水头相等,并跟随下降,因此隔水层中的水头 %1 ^jd\  
相应下降,但滞后更明显。固结理论常用超孔隙水 >~>[}d;glw  
压力的消散过程来描述固结过程。地基的超孔隙水 x,c68Q)g  
压力是由附加荷载产生,“超”是新的孔隙水压力相 ~S>ba']  
对于原始孔隙压力的差。 ,UZE;lXJ'Q  
3　地面沉降定量计算[1~3] W!B4<'Fjc  
(1)隔水层的固结计算 L"IHyUW  
⒇收稿日期:2002-03-04 a[cH@7W.#  

隔水层的上边界受上层滞水水头控制,下边界 #7T={mh  
受过渡层顶水头控制,两层水的水头降低,均将导致 #p`7gFl  
隔水层固结。图1表示承压水初始水头(以隔水层 M%^laf  
底面起算)为H0,上层滞水水头为Ha时的实时孔隙 8J1.(Mwb?  
水压力分布。当承压水头降低至H1时(如果低于 :uDB3jN[  
隔水层底面高度则为0),隔水层底部的孔隙水压力 V=MZOj6  
开始消散,并逐步向上扩展。如果时间无限长,则孔 GnaVI
  
隙水压力形成新的稳定状态,与初始状态之间的差 {/!Gh\i  
转化为有效应力增量(横线阴影部分),可计算出其 6e|5qKr  
最终沉降量。其公式为: *
bSG48W("  
W1=Ms1(H0-H1)γwh2Es(1) N|vJrye  
图1　隔水层初始及终止孔隙水压力分布图 O;?~#E<6w  
(2)过渡层的固结计算 tp2 _OQAQ  
过渡层中的承压水垂直向下渗流,且滞后于含 CWYJ<27v{  
水层,因此适于采用一维固结理论。过渡层上边界 YDD]n*&  
为不透水边界,下边界水头受控于含水层顶面的水 !|c5@0Wr  
头。设初始水头为H(相对于过渡层底),当降水终 Hv*O9!cC  
止(T2),含水层的水头高度仍高于过渡层顶面时, qW>J-,61/  
有效应力增量(横线阴影部分)呈矩形分布(图2a)。 5&@U
T  
含水层的水头高度低于过渡层顶面时,过渡层部分 ScKfr  
疏干,疏干范围的有效应力增量呈梯形分布,尚未疏 /n:fxdhe  
干部分仍呈矩形分布(图2b)。同样可以忽略疏干 S]g)^f'a65  
的滞后效应,根据不同的有效应力增量分布图直接 |c/rHEZ  
计算最终沉降量。其公式为: F[Sat;Sll  
W2=Ms2∑ *60)Vo.=  
n 1dsxqN(:  
i=1ΔσwihiEsi(2) d6&t
z!f  
(3)含水层的固结计算 59 Y=VS
 
对于二维流区,任意深度的水头降深相等,即有 `VN<6o(  
效应力增量相等。现行《规定》用分层总合法计算其 L1i> %5:g  
固结沉降量,并通过修正系数校正计算值与实际值 1<|I[EI  
之间的误差。其公式为: 0O4mA&&!oK  
W3=Ms3∑ Y|nTc.A  
n 7SZs/wWh%  
i=1ΔσwihiEsi(3) e)"cm;BJ^P  
上述三个公式中:Wi———各层的沉降量;hi——— /^G+vhlf\  
各分层的厚度;Esi———各分层的压缩模量;σwi——— /
[5up  
各分层的有效应力增量;Msi———各层的经验校正系 q%9oGYjvQ  
数。 @7'gr>_E  
图2　过渡层有效应力增量分布图 [?*^&[  
一般来说,抽水引起的地面最终沉降量应等于 \_bX2Lg  
上述三种沉降量之和,即 heA\6W:u&  
W=W1+W2+W3(4) 6si-IJ  
如需求抽降过程中某时间的沉降量,则需用如下公 g\'84:*J\  
式进行计算: I5?LD=tt  
W(t)=W1(t)+W2(t)+W3(t)=U1tW1+U2tW2+ IA`  
U3tW3(5) h%S#+t(Bf  
Ut=1-8π2eπ24Tv　Tv=Cvh2t (6) 'L/TaP/3  
式中:W(t)———某时间的沉降量;Ut———土体 .`XA6e(8KR  
固结度;h———土层厚度;Tv———时间固素;Cv———土 Rby7X*.-v  
体固结系数。 ^XVa!s,d  
公式(5)中,由于含水层的透水性大,其土层固 K? k`U,
 
结很快完成,因此可不考虑其变形随时间的关系。 #
cb6~AH  
以上计算方法在武汉地区用得较多,但在实际 D(|$6J 0  
使用时,常出现参数使用不当的问题: XZGyhX7  
对于Esi,理论上应按实际应力范围取值,即取 N0C5FSH  
用原状土样的原始自重应力至自重应力与附加应力 0=&]!WRT  
之和段的压缩模量值,如果是超固结土,应取用原状 yI<'J^1C[  
土样的前期固结压力至前期固结压力与附加应力之 %BKTN@;7  
和段的压缩模量值,但是,在实际应用时,由于土样 "o^zOU  
的扰动、试验室与实际应力条件的差异、试验指标的 CuNHDYQ&3  
准确度等因素的影响,该指标往往很难准确取值。 s2WB4Uk  
武汉市的含水砂层的Es1-2值一般在12~25MPa之 _P:P5H8  
间,随深度的增大单调增大。如果考虑其具有的超 bT}
WJ2}  
固结特性,则当砂层的埋深小于8米时,其沉降计算 vcHDFi  
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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