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1、岩土中的应力测量,1.土中的应力测量,土中应力测试的基本要求： 介质是连续介质，也就是说仪器埋设处是连续介质，而且仪器埋设要有代表性。,2.土压力盒测试原理及技术,1-金属薄膜 2-外壳 3-钢弦 4-支架 5-底座 6-铁芯 7-线圈 8-接线栓 9-屏蔽线 10-环氧树脂封口,图1 一种钢弦式土压力盒示意图,（1）振弦式传感器 vibrating wire sensor 利用振弦的固有频率变化来感测相关参数的传感器。 （2）参比特性 reference characteristics 振弦式传感器用作参考和比对的直线或曲线。 （3）正行程实际平均特性 up-travel actual av
2、erage characteristics 振弦式传感器正行程各校准点上一组测量值的算术平均值点的连接曲线。 （4）反行程实际平均特性 down-travel actual average characteristics 振弦式传感器反行程各校准点上一组测量值的算术平均值点的连接曲线。,（5）正、反行程实际平均特性 up-travel and down-travel actual average characteristics 振弦式传感器各校准点的正行程与反行程算术平均值的平均值点的连接曲线，又称实际特性(曲GB/T 1360620072线)。 （6）分类 振弦式传感器（以下简称传感器）按被
3、测物理量可分为力传感器、压力、位移传感器，具体为： a) 力传感器 应变计； 钢筋测力计；, 锚杆应力计； 锚索测力计； 反力计等。 b) 压力传感器 孔隙水压力计； 土压力计等。 c) 位移传感器 位移计； 测缝计； 测斜仪； 沉降仪； 量水堰计等。,其他的规范请参照右面,3.地应力测量原理及类型,3.1地应力的概念,定义：在漫长的地质年代里，由于地质构造运动等原因使地壳物质产生了内应力效应，这种应力称为地应力，它是地壳应力的统称。,地应力是存在于地壳中的未受工程扰动的天然应力，也称岩体初始应力、绝对应力或原岩应力，广义上也指地球体内的应力。它包括由地热重力地球自转速度变化及其他因素产生的应
4、力。,通常地壳内各点的应力状态不尽相同并且应力随(地表以下)深度的增加而线性地增加。由于所处的构造部位和地理位置不同各处的应力增加的梯度也不相同。地壳内各点的应力状态在空间分布的总合，称为地应力场。与地质构造运动有关的地应力场，称为构造应力场，通常指导致构造运动的地应力场。,3.2地应力的主要特征,新构造期和在它之前的喜马拉雅构造期的最大不同，在于应力作用的主应力方向出现了全新的特征。在喜马拉雅构造期，中国岩石圈的主应力方向总体来说是南北向的，其中中国西部的主应力方向是北北东-南南西走向，中国东部则为北南走向至北北西-南南东走向。 到新构造期，主应力方向发生了重大变化，除青藏高原西部和新疆大部
5、仍主要为北北东-南南西走向外，中国北方大部已经变为北东东-南西西走向至东西走向，而中国南方大部则变为北西-南东走向，三者合起来呈现出放射状散布的特点，这种构造应力场是以前的地史上不曾有过的，它说明印度板块向北碰撞造成的影响已经较喜马拉雅期为弱，而西太平洋俯冲带的影响又开始显现出来，二者势均力敌的结果便是这种放射状应力场的形成。,3.3地应力测量简况,李四光教授是中国地应力测量的创始人。早在20世纪40年代就提出地壳中水平运动为主，水平应力起主导作用。他提出，地壳内的应力活动是以往和现今使地壳克服阻力，不断运动发展的原因；地壳各部分所发生的一切变形，包括破裂，都是地应力作用的反映；剧烈的地应力活
6、动会引起地震。因此，“地应力的探测是地质力学具有重大实际意义的一个新方面，是值得予以重视的”。 新丰江水库地震和邢台地震后，更加重视地应力测量工作。提出，地应力测量是实现地震预报的重要途径。他将近八十高龄还亲自参加野外地应力解除试验工作，亲自分析研究由邢台地应力观测站发回的地应力变化曲线。 在他的领导下，中国的地应力研究与测量工作得到迅速发展。已具备了完善的理论，多种测试仪器、手段，广泛应用于地质、油田、矿山、水工、电站、地震等各个领域。他特别注重从活动地带里寻找稳定地区，提出了“安全岛”理论，为建厂选址提供了依据，为国民经济建设做出了重大贡献。,4.岩土表面应力恢复测量,应力恢复法有时也被称
7、为应力补偿方法, 应用 最广泛的是扁千斤顶法. 扁千斤顶法最初主要是在 土木工程中作为监测应力变化的一种手段, 它的主 要缺点是: 在测量时, 由于一个扁槽的测量只能确定 测点处垂直于扁千斤顶方向的应力分量, 要确定测 点的 6个应力分量就必须沿测点不同方向切割 6个 扁槽, 这样可能会使扁槽之间相互干扰而使得测量 的结果失去意义; 该法仅局限于地下巷道、洞室表面 的应力测量, 受开挖扰动影响大; 测试结果的可靠性 受测量时的环境条件影响较大, 因而在一定程度上 限制了它在实际工程中的应用. 目前该法已很少被用于地应力测量, 但在矿山中仍被作为监测矿柱和 围岩应力变化的一种方法.,5.水压致裂
8、法,5.1常规水压致裂法 (HF法 ）,HF法是从射井方法移植而来, 假定钻孔轴向为 1个主应力方向, 岩石均质、各向同性、连续、线弹性, 采用抗拉破坏准则, 在垂直于最小主应力方向出现对称裂缝, 其仅能测得垂直于钻孔横截面上的二维应力. 构造作用弱和地形平坦区, 垂直孔所测结果可代表 2个水平主应力, 垂直应力约等于上覆岩体自重, 裂缝方位为最大水平主应力方位.,HF法测试周期短, 不需要岩石力学参数参与计算, 适合工程初勘阶段, 不需试验洞, 可进行大深度测量, 是目前惟一一种可直接进行深部地应力测定的方法. 通过对 HF法的改进, 德国大陆科学深钻计划 ( KTB)在主孔 6 000 m
9、和 9 000 m 处已成功获得了地应力资料. HF法是一种平面应力测量方法, 为获得三维应力, Y M zutaI和 M KuriyagawaE提出 3孔交汇地应力测量, 我国长江科学院和地壳所也进行了大量的测试. 但研究表明, 当钻孔轴向偏离主应力方向 , 其结果就有疑问, 要精确获得三维地应力较困难. 为此, 文献 7基于最小主应力破坏准则, 对 3孔交汇 HF法测试理论进行了完善, 其有助于提高测量结果的计算精度, 但还有待足够的测量数据来验证.,5.2原生裂隙水压致裂法 (HTPF法 ),HTPF法是 HF法的发展, 其要求在含有原生节 理和裂隙的钻孔段进行裂隙重张试验以确定原位应
10、力. HTPF法假定裂隙面是平的, 且面上应力一致. 对于深孔三维地应力直接测量, HTPF 法可进 行大尺度的地壳地应力测试, 很有发展前途. HTPF法同 HF法相比, 假设少, 不需考虑岩石 破坏准则和孔隙水压力, 在单孔中便可获得三维地 应力. 但用 HTPF法测试费时, 且裂隙产状和位置的 确定误差都可降低计算精度.,6.套钻孔应力解除法,套钻孔应力解除法根据解除方式和传感器的安 装部位分为探孔应力解除法、孔底应变解除法和孔 壁切割解除法. 探孔应力解除法根据传感器的类型 可分为孔壁应变法和孔径变形法.,6.1孔壁应变法,孔壁应变法基于岩石各向同性、均质、连续、线弹性的假设, 通过孔
11、壁 6个以上不同方向的应变值来计算岩体的三维地应力.孔壁应变法又可分为直接粘贴方法和包体方法. CSIR型三轴应变计就是将应变元件直接贴到孔壁中. 空心包体是将应变元件贴到薄筒壁中, 再用胶 将薄筒和孔壁粘结, 典型的如澳大利亚 CSIRO型空心包体应变计和长江科学院的 CKY- 空心包体应变计 (如图 1所示 ).还有一种实心圆柱式包体技术, 由于受包体材料和岩石物理力学性质差异影响大, 已基本不用.孔壁应变法最大的优点是单孔单点可准确测量岩体的三维地应力, 缺点是: 对岩石的完整性要求高, 岩芯解除长度大于 40 60 cm, 并且在岩芯易饼化时测试很难成功; 存在应变元件的粘贴、防潮、全
12、过程测量和定向等问题; 受温度变化、岩性差异影响大, 测量结果离散性大.目前国内空心包体最大测试深度是长江科学院在惠州抽水蓄能水电站创下的 530 m记录.,6.2孔径变形法,孔径变形法基本上分为直接测量孔径变形或通过测量环向变形反算径向变形 2种方式, 常用的有USBM型钻孔变形计和钢环式应变计等. 测试过程与孔壁应变法相同, 都先把探头安装到小孔内, 再进行解除, 克服了空心包体材料与岩体的差异带来的影响, 2种方法都通过感应元件的触头与钻孔孔壁紧密接触来测量孔径变形. 因感应元件不与孔壁解除, 方便标定, 变形计的线性、重复性、稳定性好, 防水性强, 灵敏度较高, 且测量周期短, 可重复
13、使用.,6.3孔底应变法,孔底应变法可分为平底和锥体 2种, 在底面贴上 3个以上的应变片进行测量, 不需要先钻小导孔,对岩芯的完整性要求不高, 仅 5 cm 长即可, 适合破碎岩体以及高应力岩芯易饼化区, 测试成功率高, 周期短, 我国曾进行过大量的测试, 但目前应用已较少, 在国外却得到了广泛应用.孔底应变法的缺点是仅能获得平面应力, 且孔底必须打磨平滑或磨成锥体, 在水下测试成功率低,若想获得三维地应力结果, 通常需在 3个以上不同方向钻孔中进行测试.,7.钻孔崩落法,钻孔崩落是孔壁岩石在高应力作用下发生破坏脱落掉块的现象, 最初仅能获得钻孔横截面上的最大主应力方向. 它借助于地球物理测
14、井、深部岩体的变形破坏机理和室内试验研究结果, 根据崩落形状要素及岩石的内聚力和内摩擦角可估算应力大小.该法最大水平主应力方向测试较精确, 但应力量值计算精度还需进一步的提高; 当钻孔不存在崩落时, 就不能获得相关的地应力信息; 另若岩石各向异性或非均质性突出, 也会给地应力量值和方位的确定带来很大误差.,8.震源机制分析法,震源机制分析法是了解地下深处应力状态的最主要方法. 当震源体积相对于所研究区域很小时, 可将其近似看成是点源, 根据一组震源机制解或地震矩张量确定该组地震所在区域的平均构造应力场的主应力方向和应力比. 震源机制解通常给出地震断层面及与地震断层面正交的辅助面的空间位置, 多
15、数情况只能给出这一对垂直面的空间位置. 现在实际中还发展了多震源机制解法. 但震源实际过程复杂, 难用沿平面的纯剪切错动描述. 目前, 已用测定震源的地震矩张量来代替双力偶模型的震源机制解答, 也可用求多个地震的平均地震矩张量的主轴方向来推断地震所在地区的主应力方向.,9.凯塞效应法 (Kaiser法 ),1950年德国学者凯塞 ( Kaiser)发现, 受过应力作用的岩石被再次加载时, 在未达到上次加载应力前, 岩石基本没有声发射, 在达到并超过上次加载的应力后, 声发射显著增加. 从很少产生声发射到大量产生声发射的转折点被称为 Kaiser点, Kaise点所对应的应力即为材料在历史上受到
16、的最高应力. 古德曼 ( Goodm an)在 20世纪 60年代初通过实验验证了岩石材料具有 Kaiser效应. 若利用岩芯地下定位或古地磁法确定岩芯方位, 确定不同方向岩芯的最大应力值, 可得三维应力状态. Kaiser法地应力测量可73第 29卷第 2期景锋等:地应力测量方法研究综述方便测量其他方法很难到的深度.Kaiser法存在记忆的多期性和记忆衰退问题,且试验围压对结果影响大. 当钻孔很深时, 岩芯定位多采用古地磁法, 但岩芯从被磁化到现在, 岩芯的方位在地下可能发生变化.,10.应变恢复法,应变恢复法包括非弹性应变恢复法和差应变曲线分析法. 尽管非弹性应变恢复法测定原位应力由沃伊特
17、 ( Voight) 1968年提出, 但首次成功应用则是由图菲尔 ( Teufel) 在 1982年首次完成的当岩芯从周围岩体分离之后会因应力释放而产生变形, 认为变形由瞬时弹性变形和非弹性恢复变形组成. 假定非弹性恢复应变和总的恢复应变成正比, 主非弹性恢复的方向和原岩石主应力方向相一致, 并已知岩石的本构关系, 就可以确定原位应力的大小和方向. 应变恢复法在岩芯中存在温度变化、岩芯失水崩解、孔隙压力变化、岩石各向异性、应变恢复时间长、岩芯定位精度差等影响时, 测量精度差. 实际中会碰到应力恢复法测得的应力方位与解除法不符,这主要与应变恢复法仅能测得部分小应变有关. 但随着测试精度的提高, 以及大测深的优势, 应变恢复法也是深部和非常深部岩体的一种有效的地应力测量方法.,
