[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 -uK@2}NZ  
2002年3月　　 　 　 　土　工　基　础Soil Eng. and Foundation　 　 　 　Vol.16 No.2　June. 2002 sr.!EQ]  
武汉地区基坑降水引起的地面沉降机理及定量预测⒇ 2f0_Xw_V_  
胡　涛1　冯晓腊2　熊文林2　王　宇2 e]d\S]5  
(1.武汉建筑科学研究院,430071;2.中国地质大学,武汉430074) 0
Szt^l7  
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 1w?DSHe  
理及其定量预测作了深入的探讨。 Su`] ku'  
关键词　　地面沉降,有效应力,降水 #mv~1tL  
中图法分类号:P332　　文献标识码:B　　文章编号:1004-3152(2002)02-0048-03 y=WCR*N  
1　武汉地区第四系地层的特征 ?Qh[vcF7`  
武汉地区一级阶地由第四系全新统地层构成, =$%_asQJ  
其中汉口分布较广,武昌其次,汉阳相对较少。属河 <
dhBO  
流相,部分河湖相。上部为粘性土、淤泥质土,下部 V_Y2@4  
为交互层,即砂和砂砾石层,是典型的二元结构,底 O$&4{h`  
部为基岩。与深基坑开挖极为密切的主要是赋存于 Ils
^t  
全新统地层中的承压水,其含水层的渗透性从上至 C'0=eel[  
下逐渐增大,承压水位较高,同时与长江、汉江水有 }D#[yE,=\  
密切的水力联系,两者呈互补关系。至于二级三级 (<5&<JC{  
阶地,地下水对深基坑的影响不是十分突出。 6~(
iLtd#  
对于隔水层而言,河流相的一般粘性和湖相的 yCye3z.  
淤泥质土属正常固结的中~高压缩性土,表面的硬 & MfnH  
壳层由于毛细水作用而呈现明显的超固结特性。湖 $QuSmA<4lS  
相的淤泥含水量高,孔隙比大,属欠固结的高压缩性 a`QKNrA2  
土。含水层由上至下为粉土粉砂—粉细砂—细砂— u!VY6y7p  
含砾中粗砂—砂砾卵石层,其压缩性逐步降低,属中 ^cYt4NHXn  
低~低压缩性土。从水文地质角度,粉土粉砂、粉细 =Cr F(wVO"  
砂层属过渡层。 NY~y:*:Q  
2　地面沉降机理 X=b]Whuv  
从理论上讲,深基坑降水后降落漏斗范围内初 ;!N_8{ 7r  
始水位以下各个土层都会因土的固结作用而沉降。 c"@,|wCUi  
降水之前,含水层处于静止状态,水头为H0。 !p"Ijz5  
由于静止的时间一般远大于过渡层的孔压消散时 8U&93$  
间,因此过渡层中的水头与含水层一致。隔水层中 !xZ`()D#  
的水头分布则与上层滞水水头相关,当上层滞水水 /H[!v:U  
头高于承压水头时,向下越流,反之向上越流,越流 'WQ<|(:{  
量极微,不必考虑其对过渡层及含水层的补给(因此 umj5M5oe3  
称之为隔水层),但却控制隔水层的上边界水头,从 bG9$&,  
而影响隔水层内的水头分布。 B6a   
对含水层而言,三维流区的水头分布在纵断面 |zSoA=7?  
上不是相等的。为了预测其上覆的过渡层及隔水层 cY\"{o"C  
的水头分布,必须准确地分析(或测试)含水层面的 Ra?0jcSQ$  
水头。然而仅此是不够的,还必须计算出含水层内 P&]PJt5  
不同深度处的水头,这种复杂的流场分析常需采用 l7=WO#Pb  
数值方法。本文主要分析相对简单的二维流区。二 }>u<,
 
维流区流线水平,在任一时间t,距降水中心r的含 (&Z`P  
水层断面上,水头在各深度处相等。过渡层上是隔 c1Ta!p{%  
水层,因此过渡层顶面相当于不透水边界;当含水层 cn!Y7LVr  
(过渡层底面)水头下降时,过渡层中及顶面的水头 4wQ>HrS)(  
亦跟随下降,但稍有滞后。隔水层顶面受上层滞水 oT27BK26?h  
补给,相当于定水头边界;隔水层底面的水头与过渡 zd3%9rj$  
层顶面水头相等,并跟随下降,因此隔水层中的水头 |yow(2(F@  
相应下降,但滞后更明显。固结理论常用超孔隙水 #AUz.WHD  
压力的消散过程来描述固结过程。地基的超孔隙水 5%Q[X  
压力是由附加荷载产生,“超”是新的孔隙水压力相 (|<.7K N  
对于原始孔隙压力的差。 ~,.}@XlgT.  
3　地面沉降定量计算[1~3] HGRH9W  
(1)隔水层的固结计算 cH%#qE3  
⒇收稿日期:2002-03-04 %phv<AW  

隔水层的上边界受上层滞水水头控制,下边界 0vRug|}k#%  
受过渡层顶水头控制,两层水的水头降低,均将导致 #E( n  
隔水层固结。图1表示承压水初始水头(以隔水层 b 64~Y|8  
底面起算)为H0,上层滞水水头为Ha时的实时孔隙 bJE$>  
水压力分布。当承压水头降低至H1时(如果低于 B3^4,'  
隔水层底面高度则为0),隔水层底部的孔隙水压力 ;tF7GjEp  
开始消散,并逐步向上扩展。如果时间无限长,则孔 sy|{}NkA!  
隙水压力形成新的稳定状态,与初始状态之间的差 c|'hs  
转化为有效应力增量(横线阴影部分),可计算出其 ?g$dz?^CK&  
最终沉降量。其公式为: |H4/a;]~  
W1=Ms1(H0-H1)γwh2Es(1) 3[L)q2;}$N  
图1　隔水层初始及终止孔隙水压力分布图 8HyK;+ZkVd  
(2)过渡层的固结计算 M/,jHG8v  
过渡层中的承压水垂直向下渗流,且滞后于含 .{1MM8 Q  
水层,因此适于采用一维固结理论。过渡层上边界 v&EHp{8Qd  
为不透水边界,下边界水头受控于含水层顶面的水 m_z1|zM}o  
头。设初始水头为H(相对于过渡层底),当降水终 X>#!s Lt  
止(T2),含水层的水头高度仍高于过渡层顶面时, vO)nqtw  
有效应力增量(横线阴影部分)呈矩形分布(图2a)。 sc! e$@U  
含水层的水头高度低于过渡层顶面时,过渡层部分 rtz%(4aS  
疏干,疏干范围的有效应力增量呈梯形分布,尚未疏 >#RXYDd  
干部分仍呈矩形分布(图2b)。同样可以忽略疏干 {]}}rx'|P  
的滞后效应,根据不同的有效应力增量分布图直接 ;?9u#FRtw  
计算最终沉降量。其公式为: S/ Y1NH  
W2=Ms2∑ 5[|MO.CB$  
n VlVd"jW  
i=1ΔσwihiEsi(2) ,&sBa{0  
(3)含水层的固结计算 P==rY5+s`  
对于二维流区,任意深度的水头降深相等,即有 l}?'U  
效应力增量相等。现行《规定》用分层总合法计算其 24Y~x`W   
固结沉降量,并通过修正系数校正计算值与实际值 PQ2u R  
之间的误差。其公式为: /EOtK|E  
W3=Ms3∑ ;q&>cnLDR  
n TY,w3E_  
i=1ΔσwihiEsi(3) yp=2nU"o  
上述三个公式中:Wi———各层的沉降量;hi——— B=/*8,u  
各分层的厚度;Esi———各分层的压缩模量;σwi——— ,OLN%2Sq  
各分层的有效应力增量;Msi———各层的经验校正系 +x!V;H(  
数。 m(Cn'@i`"0  
图2　过渡层有效应力增量分布图 L`ZH.fN  
一般来说,抽水引起的地面最终沉降量应等于 H5Rn.n(|  
上述三种沉降量之和,即 K@6tI~un  
W=W1+W2+W3(4) P(W7,GD,k  
如需求抽降过程中某时间的沉降量,则需用如下公 J0}OmNTzD  
式进行计算: j`\}xDg  
W(t)=W1(t)+W2(t)+W3(t)=U1tW1+U2tW2+ ]OoqU-q  
U3tW3(5) MdWT[  
Ut=1-8π2eπ24Tv　Tv=Cvh2t (6) -,~n|ceI  
式中:W(t)———某时间的沉降量;Ut———土体 /._wXH  
固结度;h———土层厚度;Tv———时间固素;Cv———土 7:1c5F~M  
体固结系数。 5M~\'\;  
公式(5)中,由于含水层的透水性大,其土层固 ti'a^(  
结很快完成,因此可不考虑其变形随时间的关系。 ~PUz/^^ s  
以上计算方法在武汉地区用得较多,但在实际 &Q^M[X  
使用时,常出现参数使用不当的问题: tLpDIA_8  
对于Esi,理论上应按实际应力范围取值,即取 M[0@3"}}  
用原状土样的原始自重应力至自重应力与附加应力 NwmO[pt+  
之和段的压缩模量值,如果是超固结土,应取用原状 UKx91a}g  
土样的前期固结压力至前期固结压力与附加应力之 !V.'~xj  
和段的压缩模量值,但是,在实际应用时,由于土样 [KR`%fD0  
的扰动、试验室与实际应力条件的差异、试验指标的 v.+-)RLQg  
准确度等因素的影响,该指标往往很难准确取值。 O1@xF9<  
武汉市的含水砂层的Es1-2值一般在12~25MPa之 J%3%l5/  
间,随深度的增大单调增大。如果考虑其具有的超 GP uAIoBo  
固结特性,则当砂层的埋深小于8米时,其沉降计算 ?0+D1w  
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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