3.1 初始含水率对坡体温度传递的影响
不同初始含水率的膨胀土边坡温度相关变化量均值如表3所示.边坡初始含水率为20%时,温度变化幅度最大,降温幅度与升温幅度分别高达31.80℃、41.72℃; 初始含水率为30%时,次之,分别为30.93℃、37.17℃; 初始含水率为40%时,温度变化幅度最小,为28.87℃、31.43℃,即无论降温阶段还是升温阶段,随着边坡初始含水率的增加,温度变化幅度减小; 并且通过对比不同初始含水率膨胀土边坡模型同一监测位置的温度变化,可知环境温度由-20℃升至30℃时,初始含水率为20%的边坡土体温度在213.39 h时最先升温,且温度回升速率最高,为0.882 ℃/h,由此可见,初始含水率越低的坡体,温度最先回升,并且回升的速率最快.产生这种现象的原因,主要是由于热量损耗会随着土壤含水量的增加而增加,从而导致边坡初始含水量越低温度变化幅度变化越大,且变化越快[25].
表3 不同初始含水率的温度变化量均值
Tab.3 Mean values of temperature variation for different initial moisture contents
3.2 初始含水率对水分迁移以及冻深发展过程的影响
从图4和图5可知,边坡坡体温度与含水率变化趋势一致,都随着外界温度的变化呈现相似的周期性规律变化; 对比不同初始含水率的膨胀土边坡,土体中的含水率与温度也都呈现相同的变化趋势.由此可见,受外界环境温度的影响,土体水分的运动与土体热量的传输变化是一个相互作用的过程.当环境温度改变时,土体温度最先发生变化,含水率随之变化.此外,以首次冻融W2处监测点为例,经过计算,在冻结阶段,S1、S2、S3模型W2处含水率下降幅度分别为9.4%、12.2%、31.4%,在融化阶段,S1、S2、S3模型W2处含水率上升幅度分别为9.7%、13.3%、28.1%,即对于含水率变化幅度,S3>S2>S1,其他监测点以及后续循环都具备相同规律,即对于单次冻融,无论是冻结阶段还是融化阶段,边坡初始含水率越低,含水率的变化幅度越小,主要由于试验封闭进行,无水分补充,每次冻融循环结束,不同土层含水量均匀,冻融后土体内含水率更接近初始含水率[19].
首次冻融前,每组模型沿深度方向的含水率变化不大,各监测点平均值分别为23.1%,29.0%,46.5%,说明模型制备时,初始含水率控制较好.每次冻融后,三组模型含水率均有不同程度的变化,如图 12所示,首次冻融循环结束后,土体的含水率变化量最大,S1增大3.4%,S2、S3分别减小1.9%、2.0%,经历两次冻融循环后,随着冻融循环次数的增加,含水率变化量逐渐趋于稳定.五次循环结束后,模型S1整体变化量最大,S1各测点平均变化量为7.6%,而S2、S3各测点平均变化量分别为2.6%、1.5%.由此可知,初始含水率越低的膨胀土边坡,冻融结束后,含水率变化量越大.主要由于初始含水率越小,膨胀土的吸水能力越强,与王理想等[26]试验现象一致.
随着冻融循环次数的增加,三组模型含水率整体存在上升趋势,不利于边坡的稳定性[27].并且在坡顶沿深度方向上,膨胀土边坡含水率均呈现出上高下低的分布状态,与前文所述水分迁移现象相一致.
图 12 每次冻融后含水率变化曲线
Fig.12 Change in water content after each freeze-thaw period
试验土体的冻结温度为-0.2℃,利用冻结温度等温线深度代替冻结锋面,计算冻结深度[28].多次冻融下,距坡顶15 cm范围内的冻深发展线如图 13所示.从图 13(a)中可以看出,冻结阶段,模型S1在-5～-10 cm间的冻结速率相较于-10～-15 cm的冻结速率更快,模型S2,S3反之.初始含水率对冻深发展起着关键性作用,高含水率的膨胀土边坡能够获得较多的孔隙水以供冻结,但低导水率又限制了温度引起的孔隙水运动[29].初始含水率较高时,坡体内部向坡体表面迁移的水分较多,内部含水率下降,致使边坡表面水分多于坡体内部水分,冻结时所需的热量较多,冻结速度放缓; 并且土壤水分扩散能力以及导水能力随土壤温度的降低不断降低,但随着深度的增加,不断增强,到达一定深度稳定冻结时,才减缓并趋于稳定,从而边坡表层的冻结速率与冻结锋面的位置以及向下迁移的速率相关,导致不同初始含水率边坡,冻结速率呈现不同的变化状态[20].且随着深度的增加,边坡的初始含水率越高,到达冻结稳定所需要的时间越长.当环境温度升至30℃时,坡体开始进入融化阶段,从图 13(b)中可以看出,初始含水量越小,融化速率越快.边坡平均冻结速率为0.75 cm/h,平均融化速率为1.19 cm/h,融化速率明显大于冻结速率,主要由于在融化阶段,土体表面逐渐向下融化的同时,土体内部也自下而上逐渐融化,致使融化速率大于冻结速率[19].整个冻融过程呈现单向冻结,双向融化状态,即冻结阶段,由土体表层向深层逐渐冻结; 融化阶段,坡面表层以及坡体深层土体最先融化,中间土层随后融化,直至整个冻结区域完全融化贯通,与季节性冻土区的实际冻融情况相一致.
图 13 冻深发展线
Fig.13 Frozen depth development line
3.3 初始含水率对膨胀土边坡压力变化的影响
不同初始含水率膨胀土边坡的土压力呈现出不同变化特征,如图6所示,S3模型土压力变化幅度最大,经过计算,首次冻融最大变化幅度为36.08 kPa,而S1、S2分别为31.03 kPa、35.80 kPa,即边坡初始含水率越高,土压力变化幅度相对越大,并且从图中可以看出,随着冻融循环次数的增加,S1、S3模型土压力值继续逐步下降,S2模型土压力值逐步增加.首次冻融对土压力的影响最大,土压力变化量也最大,随着冻融循环次数的增加,土压力值变化量逐渐减小,土压力值逐渐趋于稳定,土体状态由不稳定状态向动态稳定状态发展.
在冻结期间,孔隙中产生的冰晶会破坏土壤颗粒间的内部连接,从而削弱了土体的结构[22],并且随着含水量的增加,对土颗粒间的相互作用影响越大[30].经过多次冻融,初始含水率为20%和40%的边坡土压力值逐步下降,而30%含水率的边坡整体有上升趋势.造成这一现象主要与土体的孔隙体积、水的冻结融化以及膨胀土颗粒的收缩膨胀有关.不同初始含水率的膨胀土冻融体积变化状态示意图如图 14所示,土压力的增大与减小取决于土体单位面积上的应力大小,与土体内孔隙密切相关.在冻结阶段,初始含水率为20%的膨胀土边坡,由于水冻结成冰,体积膨胀,土体内含水量下降,土颗粒失水收缩,总体上孔隙面积减小,土颗粒受到挤压,土压力增大[11].但由于含水率较低,融化时,冰融化成水增大的孔隙大于土颗粒吸水膨胀填充的孔隙量.土颗粒间的相互作用减小,整个过程中,土体颗粒分布重排列,土压力有整体下降的发展趋势; 对于初始含水率为40%的膨胀土边坡,土体含水率较大,水冻结成冰,冰晶生长较多,对土骨架的影响较大,对土颗粒的挤压作用越明显,土颗粒团聚现象越明显,冻融结束后,土压力发展趋势也整体下降; 初始含水率为30%的膨胀土边坡在冻融过程中,由于含水率相对来说较为适中,土压力变化过程中需要整体考虑的因素较多,主要取决于融化过程土颗粒吸水膨胀量可否填补冻结过程导致水相变体积收缩量,由于冻结时土体的收缩导致孔隙减小以及融化后的土颗粒体积膨胀[11],使得土颗粒间的作用力明显增大,导致随着冻融循环的增加,土压力整体有上升趋势,其中,E3监测点处首次冻融与后续冻融中变化规律的差异,或受水分迁移以及土体自重应力影响有关.
图 14 不同初始含水率膨胀土冻融体积变化示意图
Fig.14 Schematic diagram of freeze-thaw volume variation of expansive soils with different initial moisture content
3.4 初始含水率对边坡冻胀率的影响
冻胀率是综合反映土体冻胀效果和冻胀能力的特性指标,冻胀率计算采用公式(1),为
Kd=(h/H)×100%(1)
式中:h为冻胀量; H为冻结深度; Kd为土的冻胀率(%).
结合试验监测数据,当第一次冻融循环冻深达到5 cm时,边坡浅层冻胀率如表4所示.
表4 边坡冻胀率
Tab.4 Slope frost inflation rate
对比同一初始含水率不同位置的冻胀率大小,坡中与坡顶的冻胀率较高,坡脚的冻胀率较小,主要由于坡顶、坡中受环境温度的影响较大,水分迁移较多.而对于不同初始含水率的膨胀土边坡,初始含水率30%与40%的冻胀率相对较高,而初始含水率为20%的边坡冻胀率较低,即初始含水率越高,冻胀率越大.主要由于当土体含水率较高时,析冰量相对较大,土颗粒的位移变化较大[12]; 而20%初始含水率含水量相对较少,冻胀率小,导致位移变化量偏小; 初始含水率为40%的膨胀土边坡坡顶及坡中部位相对于30%的边坡冻胀率略低,或受冻结锋面向深处不断迁移以及冻胀力的大小有关,已有研究证明[31],成冰的多少不仅取决于初始含水率的大小,也受水分运动状况的影响,当未冻水含水量较高时,土体冻结较慢,冻结锋面所需水分较多,水分向坡体内部迁移较多,致使坡面的水分丧失较多; 其次土体冻胀力随着含水率的增加而增大,但达到某一极值时,冻胀力区域稳定并有一定的减少趋势[32],从而影响冻胀量的大小,水分重分布是造成土体冻胀的根本[33].此外,冻胀量也受冻结速度的影响,初始含水率不同,冻结速率不同,从而导致冻胀量差异.位移的发展趋势与前文分析的冻深发展速率以及土压力的变化趋势相互印证.
含水率是影响膨胀土冻胀量和冻胀力大小的决定性因素.冻结时,水分向冻结锋面迁移,导致浅层坡面某处含水量增加,在负温下土体发生冻胀.一般情况下,随着含水率的增加,冻胀量也增加[13].但水分迁移量是有限的,并非含水量越大冻胀量越大,当土颗粒间的孔隙较小时,不利于水分迁移,对冻胀量也有一定影响[34],冻融过程中,由于水分相变以及膨胀土吸水膨胀,失水收缩的特性,膨胀土边坡极易产生不均匀冻胀变形,冻胀作用通过改变土壤颗粒间的缔结和排列,从而改变了土壤的力学性质,坡面在不均匀的冻胀变形和冻胀力的作用下,拉应力区域逐渐变大,导致土体位移以及裂缝的产生[35],进而影响边坡稳定性.
