综合地球物理方法在成都地铁站异常沉降勘察中的应用

唐杰生，黄 韬，龚春荣，黄 强

(1.中国建筑材料工业地质勘查中心 四川总队,四川 成都 610052;2.成都理工大学 地球物理学院,四川 成都 610059;3.四川省地质工程勘察院集团有限公司,四川 成都 610032)

1 引言

随着我国城市化进程加快,地铁站及地铁隧道的建设也迅速增长,建设和运营时发生的地面沉降问题也越来越严重[1,2]。一些地面沉降可能是地铁隧道施工直接引起[2],一些可能与地铁站位于较厚卵石地层有关[3],另外一些则是隧道降水引发的土体沉降变形[4]。

成都地铁18号线火车南站站位于天府立交及地铁1号线东侧,既有7号线南侧,施工过程中出现了一系列下沉现象。然而,前人研究发现火车南站的地面沉降与上诉沉降原因无关[5],可能是受到一些非抽水因素和非地质因素的影响,这些因素引起地面沉降的机理研究较少,也难被查明[6]。

本研究利用场地内4个勘探孔,采用综合地球物理测井、井下摄像以及井间地震层析成像方法,并新引入了井间地震波衰减分析,查明了成都轨道交通18号线火车南站站沉降原因。

2 成都地铁火车南站站沉降问题概况

成都地铁18号线火车南站站沿高架桥东侧布置,成都南站站东侧为大鼎世纪广场(图1)。火车南站站施工前,大鼎国际一直存在沉降问题,施工过程中,大鼎国际继续沉降,沉降较大点位集中于裙楼和1号塔楼之间古沟槽范围内(图1),建筑物沉降最大点位于大鼎世纪广场西侧,点位J24-1累计沉降-77.3 mm,且沉降在持续缓慢发展中。

火车南站站基坑外东侧地表沉降最大点DB8-3累计沉降-92.39 mm(图1)。维护桩桩顶竖向位移最大沉降点ZQC10累计沉降-91.4 mm,火车南站站主体结构第一至五段底板沉降观测,累计最大测点为Z3(-31.2 mm),结构底板东侧呈缓慢的沉降趋势;结构底板西侧沉降累计最大测点为Y3(-1.8 mm),目前处于稳定状态(图1)。

从各点沉降数据看,位于古沟槽范围内的点与基坑东侧维护桩及附近沉降相对较大,西侧稳定,基坑东西侧出现较大的差异沉降。

根据收集到的大鼎国际地勘资料显示,裙楼范围及主楼北段覆盖层最厚达28.6 m,普遍存在三层砂层,单层最大厚度2.7 m,砂层埋深最深22 m以下,局部出现砂夹卵石透镜体现象,基岩面普遍埋深16～28.6 m,基岩面起伏较大。砂层透镜体分布不均、高富水、砂卵石含量高、卵石和漂石强度大、稳定性差、透水性强[7]。由于透镜状砂土大多处于饱水状态,以粉细砂为主,降低地下水位后,在基础附近形成大的水力坡度,当水力坡度大于临界水力坡度时,在渗透压力作用下将细粒土带走,容易产生潜蚀和管涌,使粗粒土颗粒重新排列压缩而引起地面变形[3]。因此,大鼎国际的沉降可归因于高富水砂卵石层发育。但是,建筑物最大沉降点,地表最大沉降点,维护桩最大沉降点距离发育高富水砂卵石层的古沟槽较远,沉降原因有待调查。因此,对火车南站站进行深孔和浅孔结合补勘,共布置4孔(M18BK-HCNZ-01,02,03和04孔),并进行综合测井、井间地震层析成像、井内摄影工作,以期查明引起沉降的具体原因,并以此为根据给出针对性的工程处理措施。

3 方法原理

3.1 综合地球物理测井

在工程勘察领域,地球物理测井,主要有声波速度、电阻率、自然电位、自然伽马、井温、井斜以及井径测井等方法,用于划分地层、调查构造、评价岩体完整性、含水层发育及地热系统等[8,9]。

声波速度测井使用频率比较高的声波来获得详细的沿井速度剖面。因此,它适合于检测岩层细微的变化,如薄层、节理裂隙发育、有效孔隙度等。声波速度测井经常与井斜、井径勘测一起使用。一般完整的岩体,其声波旅行时较小、波速较高,声波曲线波动相对较少,井径曲线光滑不扩大;而破碎岩体或节理裂隙发育的岩(土)体,波速相对较低,井径曲线凹凸不平、变化大,甚至出现井径扩大现象。

电阻率受到地层水电导率或饱和度特征的强烈影响,因此将视电阻率测井曲线与其他测井参数曲线相结合来划分含水地层界面[8]。若岩石破碎、裂隙发育被水填充,通常会出现低阻异常,因此电阻率曲线也被用来推断裂隙破碎带及断层发育情况。自然电位的变化可以指示渗透层和岩性边界,因为这些位置往往产生电荷或电位梯度[10]。

自然伽马测井主要测量地层沿井的天然伽马射线强度。自然伽马反映了大多数沉积岩中的页岩和黏土含量[10]。

连续的温度—深度测井,特别是在热平衡条件下的钻孔中记录的温度—深度测井,提供了地下热结构的详细信息。在裂隙岩体中,沿裂缝面和裂缝间的水流被钻孔水流穿透,钻孔为水流提供了通道,产生了不同的、特征性的热异常[11]。因而从井温曲线的变化可分析出含水层、隔水层的位置,推断地下水的运移情况[8,12]。

3.2 井下摄影

井下电视成像系统(井下摄像)是一项较新的测井技术,可通过彩色摄像直观地监视钻孔孔壁展现的地层岩性变化、岩石结构、溶蚀及破碎带发育情况等[13]。

3.3 井间地震波层析成像

地震层析成像是一种类似于X射线计算机层析成像(Computed Tomography,CT)的医疗应用技术。X射线CT使用X射线对人体内部进行成像,而地震层析成像使用地震波对地面内部进行成像。跨孔地震波层析成像,是通过在一孔内激发地震波,另一孔内安置传感器接收并记录,通过提取记录的地震波在地层中的传播时间,来反演地层断面的速度高低分布,进而达到对地层岩石表征,岩石断裂、蚀变、风化带的检测,裂隙岩体注浆评价等[14]。

井间地震层析成像的核心问题是:①初至波走时和射线路径计算,即正演问题;②通过不同的重建算法进行成像、解释,即反演问题[15]。弯曲射线快速追踪是提高层析成像精度关键技术之一,本研究采用最短路径射线追踪算法。井间地震层析中的反演方程组一般为大型稀疏非线性矩阵,而层析方程组的求解是井间地震层析的关键。本研究采用基于正交分解最小二乘法(Least Squares QR factorization,简称LSQR算法)来进行迭代求解。

3.4 井间地震波衰减分析

近年来地震数据质量,特别是井间地震数据质量的提高,使得从振幅随频率的变化来估计地震衰减成为可能[16]。相比于速度,地震波衰减对一些岩石性质更敏感,如饱和度、孔隙度、渗透率等[16,17]。地震波衰减的测量提供了除速度外的有关岩石性质的补充信息。

完整岩石表现为较高波速和弱地震波衰减,裂缝较发育的岩石表现为较低波速和强地震波衰减[18]。一般软弱结构带或是破碎带相对较小,由低波速异常造成的走时差异不明显,而地震波衰减对介质的宏观和微观结构缺陷敏感,因而更适合用来研究工程岩体的断裂、破碎带等发育情况[19]。

图2 成都地铁火车南站站M18BK-HCNZ-01孔和M18BK-HCNZ-03孔综合地球物理测井曲线及井间地震波层析成像剖面Fig.2 Comprehensive geophysical logging curves and cross-well seismic wave tomography profiles of borehole M18BK-HCNZ-01 and M18BK-HCNZ-03 at Chengdu metro south railway station

在大多数天然材料中,地震衰减随频率增加而增加。随着波的传播,地震信号的高频分量比低频分量衰减得更快。结果,信号频谱的峰值频率或是质心频率在传播过程中变小[16]。井间层析成像完成后,速度场已知,则可以准确地进行射线追踪,计算沿着一定射线长度传播的地震波的频谱,从频谱的特征推断地震波的衰减程度[20]。为了评估泥岩裂隙、破碎带等发育情况,本研究对在泥岩中传播的直达波进行频谱分析。为了直接比较钻孔01和钻孔03之间及钻孔03和钻孔04之间直达波频谱衰减程度,选取的直达波的射线长度应相近。由于钻孔01和钻孔03之间的直线距离为25 m,钻孔03和钻孔04之间的直线距离为16 m,筛选出的直达波在钻孔01和钻孔03之间的射线长度约为25.2 m,且全段射线都分布在泥岩中,共38条;而筛选出的直达波在钻孔03和钻孔04之间的射线长度为24.0～24.8 m,且大段射线穿透泥岩,小段射线穿透砾岩,共24条。本研究对这些直达波进行频谱分析,比较钻孔01和钻孔03之间及钻孔03和钻孔04之间直达波的峰值频率及质心频率,对比泥岩的裂隙发育程度或软化程度。

3.5 仪器设备及参数

本研究使用了上海地学仪器研究所生产的JHQ-2D/DX型综合数控测井系统、美国产Geode24地震仪系统、武汉天宸伟业产TS-C1201型多功能钻孔全景成像仪等仪器及辅助物探设备。

4 成果分析

4.1 综合地球物理测井成果及解释

图3 成都地铁火车南站站M18BK-HCNZ-02孔综合地球物理测井曲线Fig.3 Comprehensive geophysical logging curve of borehole M18BK-HCNZ-02 at Chengdu metro south railway station

图2,图3和图4为火车南站站基坑沉降勘察综合测井解释成果。可以发现,基坑底板以下的浅部基岩岩体波速较低,且各孔声波速度在该地层中也有差异:速度较低的地层主要分布在深度16～38 m范围内,这段地层主要为泥岩,内含砾石,数量不多,分布不均。从图5钻孔泥岩段声速统计直方图中可以发现,钻孔02泥岩段声速均值为2.26 km/s,钻孔03泥岩段声速均值为2.12 km/s,钻孔01泥岩段声速均值为2.80 km/s,钻孔02和钻孔03的泥岩段声速均值明显较钻孔01偏低,这两个钻孔较钻孔01裂隙更加发育。钻孔04泥岩段声速均值为2.91 km/s,与钻孔01相近,但是其声速范围变化大,最小值为1.41 km/s,而钻孔01声速最小值为1.72 km/s,说明钻孔04部分泥岩段较钻孔01裂隙更加发育。

从图2、图3和图4的电阻率曲线可以发现,部分泥岩中夹有少量的砾岩,导致电阻率较高,比如钻孔01、钻孔02泥岩层的顶部具有砾岩夹层,钻孔03泥岩层的底部发育薄层砾岩。总体上,关于泥岩段的电阻率,钻孔01均值为16.7 Ω·m,钻孔02均值为23.9 Ω·m,钻孔03均值为35.77 Ω·m,钻孔04均值18.67 Ω·m,电阻率均值都较小,符合泥岩低电阻率特征。

图4 成都地铁火车南站站M18BK-HCNZ-04孔和M18BK-HCNZ-03孔综合地球物理测井曲线图及井间地震波层析成像剖面Fig.4 Comprehensive geophysical logging curves and cross-well seismic wave tomography profiles of borehole M18BK-HCNZ-04 and M18BK-HCNZ-03 at Chengdu metro south railway station

根据井温测井资料,靠近基坑东侧的钻孔02、03和04,井深50～120 m,井温偏高,最高井温可达23 ℃,而基坑西侧的钻孔01孔在该深度范围内井温正常,最高温度为20.7 ℃。基坑东侧钻孔井深50～120 m范围内最高温度比西侧高出2 ℃多;在南北方向上,东侧的三个孔井温变化基本一致;在垂向上,4个钻孔均在孔深45 m左右出现井温低值;据施工单位资料,东侧残留地源热泵套管内,见承压地下水喷出现象。

4.2 井下摄影解译成果

根据测井资料和井中摄影、摄像显示,火车南站站基坑西侧钻孔01浅部岩层孔径变化不大,东侧钻孔02、03、04号浅部岩层孔径有不同程度的增大现象,围护桩底有松散沉渣、局部有空洞;桩底虚渣清理不彻底等有关。值得注意的是在所测4个钻孔中,孔深43～45 m位置,都出现了孔壁坍塌不连续的现象(图6),这个深度也对应着井温突变,推测为地下水水流裂隙通道。

图5 成都地铁火车南站站钻孔01、02、03、04泥岩声波波速统计直方图Fig.5 Statistical histogram of sonic wave velocity of mudstone in boreholes 01, 02, 03 and 04 at Chengdu metro south railway station

图6 成都地铁火车南站钻孔01、02、03、04井下电视图像Fig.6 TV images of boreholes 01, 02, 03 and 04 at Chengdumetro south railway station

4.3 井间地震层析成像结果及解释

钻孔01孔和钻孔03孔地震层析成像速度分布图揭示(图2),20～38 m,为泥岩层,地震波速度为1 700～3 000 m/s,孔间没有发现明显的低速异常;38～47 m,为砾岩层,地震波速度为3 000～4 000 m/s; 砾岩层47 m以下,地震波速度大于4 000 m/s。

钻孔03孔和钻孔04孔地震层析成像速度分布图揭示(图4),18～39 m为泥岩层,地震波速度为1 500～3 000 m/s,围护桩顶部存在一些低速异常,其余位置没有发现明显的低速异常;39～45 m为砾岩层,速度随深度增加有所提高,速度值为3 000～4 000 m/s。

4.4 井间地震波衰减分析

由于衰减信息与波形有关,因此需要考虑震源激发和检波器接收对波形的影响。外业作业时,为了保证激发和接收的一致性,数据采集在井液和井温较稳定的状况下进行,并在地表布设一个监测检波器[21],以观测震源波形的变化。当震源波形有明显的畸变时,标记这一炮点,并剔除这一炮点数据。本研究还通过叠加地震道自相关函数来分析震源和接收器的耦合情况。在碳封存之前和之后对储层进行衰减成像研究时,将震源和接收器的地震信号的自相关函数进行叠加,以评估两次外业作业中震源与接收器的耦合情况[22,23]。本研究借鉴了该方法来评估震源及检波器的耦合情况,计算了20～40 m深度每个炮点的24道地震信号的自相关函数,然后叠加这些自相关函数,使用平均自相关函数来评估炮点的耦合情况。因为24道接收器不同的耦合状态被叠加所平均了[23],所以平均自相关函数反映的是炮点的耦合状况。如果平均自相关函数较稳定且一致性较好,则说明震源耦合较好。如果平均自相关函数呈现不规律的变化,则说明震源耦合条件较差。同样的,对于20～40 m深度每个检波器的耦合情况的检测,则通过分析这个检波器所接收到的地震信号的平均自相关函数进行(图7)。其中,图7(a)为钻孔01中震源的平均自相关函数;图7(b)为钻孔04中震源的平均自相关函数;图7(c)为钻孔01和钻孔03井间地震,钻孔03中的接收器平均自相关函数;图7(d)为钻孔04和钻孔03井间地震,钻孔03中的接收器平均自相关函数。如图7(a)、图7(b)所示,震源的平均自相关函数基本是稳定的,且一致性较好。在进行钻孔01和钻孔03的井间地震测量时,深度27 m的检波器的平均自相关函数不稳定,与其他检波器的平均自相关函数一致性较差,因此,深度27 m位置的检波器耦合较差(图7c)。在进行钻孔04和钻孔03之间的井间地震测量时,因平均自相关函数不稳定,与其他检波器的平均自相关函数一致性较差,深度20 m,23 m,25 m和26 m位置的检波器耦合较差(图7d)。检波器耦合较差情况下的地震信号都被剔除,不参与地震波衰减分析。

本研究以峰值频率为中心,峰值频率两倍频率范围内计算频谱质心,所对应的频率即为质心频率。质心频率即为频谱能量质心所对应的频率,如果频谱能量曲线形态不规则,偏离高斯函数较大,则用质心频率估计地震波衰减比峰值频率更加可靠[16,24]。本研究将筛选出的地震数据按首波到时进行排列进行频谱分析,得到的结果如图8所示。其中,图8(a)为钻孔01和钻孔03之间的直达波频谱分析;图8(b)为钻孔03和钻孔04之间的直达波频谱分析。从上至下依次为原始地震波形记录,人工拾取的直达波走时,每条直达波峰值频率及质心频率,每条直达波的频谱及不同钻孔之间的直达波平均频谱。在直达波穿过相同距离(约25 m)的情况下,钻孔01和钻孔03之间,直达波平距走时约11.9 ms;钻孔03和钻孔04之间,直达波平均走时约12.45 ms,两者差异只有0.55 ms左右。泥岩层平均波速约为2 000 m/s, 则由走时差异计算得到的波速差异约100 m/s,波速差异只有5 %。钻孔01和钻孔03之间,直达波平均频谱峰值频率为440 Hz,质心频率为450 Hz;钻孔03和钻孔04之间,直达波平均频谱峰值频率为340 Hz, 质心频率为321 Hz。由于钻孔01和钻孔03之间直达波平均频谱高频能量更多,质心频率较峰值频率高;而钻孔03和钻孔04之间直达波平均频谱低频能量更多,质心频率较峰值频率低。平均频谱峰值频率差异约100 Hz,而质心频率差异则达到约130 Hz,平均主频约400 Hz,则主频差异达到25 %甚至更高,频率差异明显(图8)。由于钻孔01和钻孔03,钻孔03和钻孔04频谱能量差异较大,平均频谱的质心频率差异可达25 %,则说明不同钻孔之间地震波衰减程度大不相同。钻孔01和钻孔03之间地震波衰减较小,而钻孔03和钻孔04之间地震波衰减较大,说明钻孔01和钻孔03之间泥岩层较完整,钻孔03和钻孔04之间泥岩层裂隙较发育,或是泥岩体软化较严重。

图7 深度20～40 m的震源和接收器平均自相关函数Fig.7 Average autocorrelation function of source and receiver at depths of 20～40 m

图8 井间地震直达波频谱分析Fig.8 Spectrum analysis of direct seismic waves between wells

4.5 综合讨论分析

从以上钻孔声速,井间地震波衰减分析,结合钻探岩心照片,火车南站站基坑东侧泥岩层相对西侧节理裂隙增多,强度减弱。东侧的井温明显高于西侧,由于东侧有许多废弃地源热泵深井,易风化的泥岩在长期的热交换作用下使岩体产生物理风化,加速了风化裂隙的形成,累积张开度明显增大[25],破坏了泥岩的隔水性。地下水(包括地源热泵泄漏水)沿节理裂隙运动,或地热管与岩体间填筑不密实容易形成渗水通道,进一步软化泥岩,降低岩体承载能力[5];而西侧远离地源热泵深井,长期热交换对其几乎无影响。火车南站站基坑东西两侧泥岩裂隙发育不一致,东侧裂隙较发育,与差异沉降现象基本一致。

富水段或者围岩较软弱地段的加固手段通常是多种措施结合运用,控制沉降[26]。因此,建议对基坑东侧原地源热泵管分布区域结合沉降较大区域进行注浆处理,注浆深度40 m左右,基坑底板以下22 m左右,注浆要保证泥岩段被加固。并通过测定注浆前后岩土层的强度变化来判断注浆效果,如钻探采取岩土芯样进行强度测试、孔内原位测试以及载荷试验[27-29]。另外,尽快采取措施恢复地下水水位。

5 结论

通过综合对成都地铁火车南站站基坑底板和围护桩下沉的综合物探工作,形成以下结论:

1)成都地铁南站站基坑东侧泥岩声波速度比西侧的低5%,两者差异不明显;但是,基坑东侧穿透泥岩的地震直达波低频能量强,高频弱,高频成份衰减大,其平均峰值频率约340 Hz,而西侧穿透泥岩的地震直达波平均峰值频率约450 Hz,东西两侧相差约30 %。直达波衰减程度的显著差异说明,基坑东侧的泥岩层裂隙较发育,泥岩强度较低,西侧泥岩层则较完整。

2)基坑东侧的井温明显高于西侧。东侧存在废弃地源热泵深井,泥岩在长期的热交换作用下使岩体产生物理风化。同时,地下水沿泥岩节理裂隙运动,进一步软化泥岩,降低岩体承载能力,导致地面沉陷。

3)为探测岩体完整性,使用传统的地震波层析成像,波速差异不明显时,难以判断岩体裂隙发育情况或是岩体软化情况。地震波衰减分析额外利用了频谱信息,提高了岩体力学性质刻画的准确度和可靠性,为沉降成因机理分析提供了科学依据。而且,地震波衰减分析步骤简单,具有一定的可操作性,为进一步查明岩体性质的提供了参考。