顾春生,龚绪龙,孙 强,卢 毅,吕菲菲

(1.江苏省地质调查研究院,江苏 南京 210080; 2.国土资源部地裂缝地质灾害重点实验室,江苏 南京 210080;3.中国矿业大学资源与地球科学学院,江苏 徐州 221116)

苏南地区是我国地裂缝灾害最为活跃的地区之一,在人类活动的影响下,地裂缝作为一种地面变形灾害现象,其发生频率和程度逐渐增大,并对城市经济建设产生显著影响[1～2]。厘清区内地面沉降、地裂缝主要影响因素、形成机制及其演化过程,对开展地裂缝灾害防治工作意义重大。地裂缝形成演化机制复杂[3～7],国内外研究者已对地裂缝灾害进行了较多研究。施斌等[8]、周东等[9]进行了温度变化条件下土体开裂试验研究；唐朝生等[10～11]利用数字图像分析技术对土体失水开裂过程进行了研究。在地裂缝预警研究方面,焦珣等[12～13]建立苏锡常地裂缝危险性分区模型；王哲成等[14～17]引入破坏力学对地裂缝进行数值模拟理论方法研究。彭建兵等[18～19]揭示了华北地区地裂缝地质灾害的动力学机制与模式。目前,光纤监测技术、In-SAR等新技术在工程技术领域发展迅速[20～23],其中光纤传感技术逐渐在地裂缝监测过程中发挥重要作用。

目前还没有建立潜山条件下、抽水沉降裂缝大型物理模型试验对其进行研究的先例。本文以典型地质条件为背景,建立基岩潜山条件抽水引起差异性沉降裂缝的物理模型,利用光纤传感监测系统,模拟地裂缝发育演化过程；分析得出差异沉降变形、地裂缝演化规律的主控因素,揭示地下水开采、潜山的位置及形态、地面沉降规律及地裂缝发育之间相互关系。

1 试验模型设计

1.1 试验地质背景概况

无锡锡北镇杨墅里典型地区地裂缝灾害较为严重,地裂缝发育区域主要由粉土、砂土及起伏基岩组成。研究区上部地层以粉土为主,厚约40 m。中部主要以砂土为主,厚约20 m。底部钻孔揭露岩性主要为砂岩,且底部基岩面起伏变化大,相对高差过100 m。研究区地下水发育,第Ⅰ承压含水层分布于上部粉土层内,厚约30 m；第Ⅱ承压含水层厚30～60 m,底板受基底凹陷、隆起的变化影响较大,该层为区内主要开采层。

1.2 实验设备

试验监测系统包括高精度光纤光栅传感器,以及数据采集转换器、监测控制装置。通过利用光纤位移计对土体内部位移、地层总沉降位移进行实时监测；水位监测以光栅液位传感器为主,以测水管为辅,进行实时测量,利用PR2传感器在降水过程中对不同深度土体的体积含水量进行测量；利用百分表测量降水过程地表沉降量。

建立抽水沉降地裂缝发育演化过程多物理场监测系统。模型两侧各有4列4排16个进水口,位置见图1；在底部安装PVC花管出水,2排共10个排水花管,分别距左侧0.6,1.5,2.3,3.6,4.2 m；试验开始后打开花管阀门排水,排水花管位置见图1。模型试验中各土层物理性质见表1。

1.3 试验流程

对研究区地质资料进行整合后,简化地质条件,建立对应条件下试验模型。试验模型取用与研究区原地材料接近的岩土体。模型尺寸最终选取为4.8 m×1.8 m×1.4 m。试验地层简化成四层(图1～2)。粉土层厚0.6 m,中部砂土层厚度为0.6 m,底部隔水黏土层厚度0.2 m；基岩潜山剖面显示为底长2.8 m,高0.85 m的等腰三角形。

试验流程如图3所示。模型注水后静置,至各传感器数据稳定,随后开始降水沉降试验；降水时打开全部排水口,让模型在重力作用下经花管排水。

图1 简化模型剖面及传感器位置图Fig.1 Model section and location of the sensor

表1 试验土体物理力学参数Table 1 Parameters of the soil in the test model

图2 物理模型监测系统Fig.2 Physical model monitoring system

图3 试验前期准备流程图Fig.3 Flow chart of test preparation

2 试验结果分析

2.1 模型试验地面沉降规律

试验开始降水后,地下水水位计、液位传感器立即响应；而此时土体位移监测传感器并没有即刻响应,土体内部沉降变形滞后于地下水水位变化，图4显示地面沉降滞后于地下水水位下降约24 h。在长达12 d的观测窗口内,测水管H1、H2、H3测点水位平均下降约90 cm,观测点最大位移超过5 mm(百分表1)。在2～5 d沉降最为显著,期间水位降低了80 cm,观测点平均位移量则达总沉降量的90%左右,最大沉降位于潜山右侧达5.3 mm,而百分表2、3、5沉降量大约4 mm。由于潜山山顶右侧1.4 m范围内仅有1对排水花管,而潜山左侧3.4 m有3对花管；右侧排水孔单孔排水量相对较高,且潜山右侧花管位于百分表1下方,因此百分表1沉降量略高亦较为合理。而后期含水层缺少补给来源,降水幅度、速度均较小,土体沉降速率也减缓。

从图4～5可知,第2～5 d是含水层水位降速最大阶段,水位降速约45 mm/d；此时传感器测得的土体沉降量也相对较大,各传感器在该阶段沉降量均占总沉降量80%以上。水位降速峰值与发生沉降的时间基本吻合。如图5显示,整个降水降速变化过程同样可以划分为A′、B′、C′三个阶段，图4～5分区存在较大相似性。这也充分显示出地面沉降变形在某种程度上受地下水水位及水位降速的共同影响：即地下水抽采越严重区域,地下水水位降速越大、则地面沉降越明显，地表沉降响应越剧烈。

图4 地下水位与表层沉降演化Fig.4 Evolution of groundwater level and surface subsidence

图5 地下水位降速与表层沉降演化Fig.5 Evolution of the falling rate of groundwater level and surface subsidence

2.2 抽水引起的差异性沉降规律

试验结果显示潜山位置与沉降曲线存在较为紧密的关系。粉土层最小沉降量发生于潜山山顶区域,即浅部土层厚度最薄的地方,山顶两侧的沉降量明显高于顶部；沉降曲线随着基岩潜山起伏而变化,与基岩潜山的位置以及形态基本一致(图6)。

图6 沉降演化曲线(Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ为地裂缝发生区)Fig.6 Evolution of the surface subsidence in the model test

某种意义上说,基岩潜山形态起伏、分布条件导致的土层厚度变化,对土体差异性沉降起到直接控制作用。地下水抽采是地面沉降及局部不均匀沉降的主要因素,而基岩潜山形态、位置对地表沉降起到控制作用。

2.3 试验地裂缝发育规律

试验开始后,地表沉降对地下水抽采做出明显响应(图6),在Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ区域地表地裂缝最为发育。具体裂缝在模型中形态见图7～8：基岩潜山顶部,出现较为密集且规律性较为明显的地裂缝,地裂缝之间近乎平行,且沿潜山等高线方向呈现平行分布。这说明该区地裂缝主要成因为地下水抽采导致的不均匀沉降变形,而地裂缝发育分布的形态规律则受潜山形态位置控制。

图7 试验裂缝分布图Fig.7 Distribution of the ground fissures

图8 地表地裂缝演化情况Fig.8 Evolvement of surface ground fissures

地裂缝在地下水抽采开始后,初期响应较慢,直至地下水水位下降20 cm,才逐渐发育地裂缝,具明显滞后性；水位急剧下降时,地裂缝深度发育速率大,最终达17 cm(图7～9)。同时,裂缝宽度随水位不断下降而增加,后期裂缝宽度达4 mm(图10)。

图9 地裂缝发育深度随水位变化规律Fig.9 Relationship between fissures depth and groundwater level change

图10 地裂缝发育宽度随水位变化规律Fig.10 Relationship between fissures width and groundwater level change

地裂缝宽度、深度发育速率随着地下水抽采速率增大而增大；随着水位逐渐稳定,其发育情况随之减弱。地裂缝发育区域与差异性沉降较为明显的区域保持着高度一致；由此验证地下水开采是地裂缝重要诱因。

3 锡北镇杨墅里不均匀沉降裂缝发育规律

无锡锡北镇地裂缝灾害杨墅里最典型。在水渠巷北至杨墅里区域,自西向东布设长100 m长期沉降观测线。2010年开始控制地下水开采。沉降数据见图11。地裂缝发育位置与图1及图6中潜山位置相吻合；红线标示位置为地裂缝发育位置,而此处不均匀沉降也较为明显；与图6模型试验结果中潜山上部曲线一致。进一步验证基岩潜山对地面沉降及地裂缝发育的控制作用。2000年该地区开始实施地下水禁采,2011年沉降量就比2010年下半年沉降量小；可知禁采后沉降量得到有效控制,地下水抽采是地面不均匀沉降诱因。

图11 杨墅里沉降裂缝发育位置Fig.11 Location of the fissures in Yangshuli village

4 结论

(1)地下水抽采越严重、水位降越大的区域地面差异性沉降响越明显；降水速度越大,地面沉降越明显。地下水开采诱发差异性沉降是地裂缝发育的直接因素。

(2)潜山形态位置对地裂缝分布起控制作用。差异性沉降最显著区域与潜山位置一致。潜山区地裂缝与潜山等高线基本保持平行。潜山位置形态、地表的沉降曲线及地裂缝分布情况三者存在相互对应关系。

(3)模型试验结果与监测到的锡北镇杨墅里地裂缝发育规律基本一致。此次建立基于光纤技术的大型物理模型试验系统的成功运用,为地裂缝灾害防治提供了新的研究方法与手段。

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