2.1 温度变化及分析
温度是影响冻土强度的一个重要因素,土体的温度变化往往会导致土体中水分发生变化,从而导致土体内应力重分布及土体变形的发生[21],是土体未冻水含量、土压力、孔隙水压力和竖向位移变化的根本原因.根据冻结温度可以判定土体是否处于冻结状态,同时也是确定寒区冻结深度和人工冻土冻结壁厚度的依据[2,22].本试验通过埋设在土柱不同深度处的2个温湿度一体传感器对试验过程的温度数据进行实时监测,得到了整个冻融循环过程中非饱和膨胀土不同深度的温度-时间曲线,如图4所示.从图中可以看出,当温度降低到-10 ℃,土柱的温度首先迅速下降到0 ℃以下,然后出现小幅的跳跃回升,回升温度仍低于0℃.随着冻结时间的继续进行,土柱温度继续降低,降低速度较跳跃点之前变慢并逐渐趋于稳定.整个冻结阶段土柱不同位置处温度均高于此阶段的设定温度(-10 ℃).当温度降低到-20 ℃时,温度首先快速降低然后趋于平缓,并无明显
图4 整个冻融过程中土柱温度-时间曲线
Fig.4 The temperature-time curve of the soil column during the whole freeze-thaw process
拐点出现,整个过程中土柱的温度始终高于-20 ℃.融化阶段,工程热物理试验系统温度上升到30 ℃,土柱的温度迅速上升,短时间内达到一个温度高点,但最高温度仍低于30 ℃.在人工控制冻融温度的情况下,3次冻融循环的温度变化情况大致相似.
一般情况下,土体的整个冻结过程可分为过冷、跳跃、恒定、递降4个阶段(图5)[23].在冻结的第一个阶段(F1),土体温度首先快速降低进入过冷阶段.该阶段中土体中的水分还未发生冻结,孔隙水处于一个亚稳状态,土柱中无冰晶体出现[24].随着时间的增加,温度时间曲线出现一个低值点,即过冷点.此时土体中的水分开始发生相变形成冰晶并释放一定热量,导致土柱内温度小幅跳跃升高,达到冻结点.从图中可以得到非饱和膨胀土的冻结温度为-1.33 ℃.冻结点过后,自由水发生冻结,冰晶稳定生长,温度保持小范围稳定,冻结过程进入恒定阶段.值得注意的是,TW1并未出现明显的稳定阶段,这是因为TW1处距离土层表面的距离很近,受温度影响大,因此在冻结的情况下土体降温速率较快,开始冻结后温度持续降低,并无明显恒定阶段.随后结
图5 湿土典型降温曲线
Fig.5 Typical cooling curve of wet soil
合水开始冻结,进入递降阶段,土水体系逐步冻结.融化时,随着时间的增加,土体温度迅速增加,并无明显的过热或突变现象出现.
对比不同深度处土体的温度变化情况可以发现,TW2较TW1相比存在滞后现象.这是因为在降温时浅层土体受温度影响大、先发生冻结,随着温度的一维传导,深层土体也开始受负温的影响,而在传导时会发生能量的损耗,因此达到稳定时TW1温度比TW2略高一些.融化过程依旧存在能量损耗的现象,浅层土体升温较快,温度曲线整体发生了偏移.在实际工程中,土体表面因工程建设及其他人为因素作用下,地表对于太阳辐射热量的吸收和蒸发散热的不平衡也会导致深层土体的温度变化滞后于浅层土[25].
2.2 含水率变化及分析
含水率是影响冻土强度的另一重要因素[26].研究表明,由于土壤颗粒表面力和土颗粒之间空隙的存在,在0 ℃以下土体中仍有部分水未发生冻结,即土体在冻融过程中始终有未冻水存在[27-29].未冻水的存在可显著影响冻土强度、泊松比、模量等物理力学性质,从而对工程稳定性和环境等造成显著影响[2,30,31].本试验通过温湿度一体传感器对未冻水含量进行监测,将整个冻融过程未冻水含量的变化绘制成图.从图6可以看出,温度变化对未冻水含量影响显著.冻结开始时含水率小幅降低,随后出现一个明显的拐点,该拐点出现的时间与温度的跳跃点出现的时间大致相同,随后含水率继续降低并逐渐趋于稳定.随后,温度下降到-20 ℃,土柱含水率继续减少,但减少幅度明显降低,大约为第一冻结阶段的50%.融化时,温度升高50 ℃达到30 ℃,含水率迅速增加并逐渐趋于初始含水率.对比整个冻融过程含水率的变化情况可以看出,随着冻融循环次数的增加,含水率变化幅值增大.FT=1、2、3时,含水率变化范围分别为21%～34%、18%～33%、17%～32%,3次冻融结束后大约损耗了2%的水分.
(1)单次冻融对含水率的影响
受土颗粒表面能的影响,土壤中的毛细水、弱结合水、强结合水均受到土颗粒表面静电引力场的作用,且随距离越小,受到的分子引力越大,冻结温度就越低(图7).毛细水的冻结点最高,但也略低于0 ℃; 弱结合水在-0.5 ℃时外层开始发生冻结,-30～-20 ℃时才能全部冻结; 强结合水冻结温度最低,在-78 ℃时仍不冻结[32].以FT=1为例.刚开始冻结时,土柱表层有少量冰晶体产生,含水率缓慢降低2%左右.到达冻结点之后,土柱内的自由水开始大量冻结成冰晶体,含水率快速减少.随着冻结时间的增加,自由水逐步冻结完成,固态冰阻碍了土柱中水分的运移,未冻水含量降低速度变缓,从快速结晶阶段变为缓慢结晶阶段.当冻结进入到F2阶段时,温度与F1阶段相比更低,此时,在第一冻结阶段未冻结的部分自由水和距离土颗粒表面较远的弱结合水进一步向冰晶体转换,含水率进一步降低.对比两个不同冻结温度下未冻水含量的变化情况可以发现,温度越低,水分迁移的越迅速,未冻水含量降低速率就越快.融化时,土体温度迅速增加,未冻水含量也迅速增加,并无明显突变现象出现.
(2)多次冻融对含水率的影响
未经冻融时,土颗粒和水分分布较为均匀,土体结构处于一个相对稳定的状态.第一次冻结后,土颗粒首先冻结收缩,土体中水分形成冰晶体发生冻胀,孔隙增大,土颗粒受到挤压,土柱原有的稳定结构被破坏,如图8所示.新形成的冰晶体、未冻水和土颗粒通过空间排列组合形成一种新的冻土结构.融化时,冰晶体受热转化成水,对新产生的较大孔隙进行填充,融化完成后土体重新恢复到一个新的稳定状态.当进行第二次冻融时,由于结构发生了变化,因此在冻结时更多的水分转变成了冰晶体,导致第二次冻结后未冻水的含量比第一次低4%左右.随着冻融循环次数的增加,结构进一步遭到破坏,第三次冻结后未冻水的含量比第二次低1%左右.在冻结过程中始终存在一定含量的未冻水,这是因为膨胀土的土颗粒非常小,比表面积大,因此颗粒外层不易冻结的强结合水较多,在冻融多次后仍能保持一定
图6 整个冻融过程中土柱含水率-时间曲线
Fig.6 Soil column moisture content-time curve during the entire freeze-thaw process
图7 土颗粒与水分子的相互作用
Fig.7 The interaction between soil particles and water molecules
图8 多次冻融对土水结构的影响
Fig.8 The influence of repeated freezing and thawing on soil-water structure
的未冻水量.另外,在冻融循环过程中还存在一定量的蒸发损耗,这也是峰值随冻融循环次数增加小幅降低的原因.
(3)深度对含水率的影响
对比TW1和TW2曲线可以发现,在冻结过程中浅层土体(TW1)的未冻水含量总是比深层土体中(TW2)的未冻水含量低1%～2%左右.这是因为在一维冻融过程中,负温首先到达浅层土体并发生冻结,在毛细作用和冻结区吸引力的影响下,深层未冻结水分逐渐上升,使冻结区得到水分的补给,深层易冻结的自由水减少.随着冷端温度的垂直向下深入,冻结区逐步向下移动(图9).同时深层土体受负温影响时间更短,在这些因素的共同作用下使得深层土体的未冻水含量高于浅层土体的未冻水含量.在融化阶段,温度迅速升高50℃,整个土柱迅速融化且不同深度的土体仍存在小幅的差距.一维冻融过程中土体可以分为主动区和被动区,其中被动区主要进行热传导,而主动区是冰透镜发展的热传导、流体流动和应力发展的耦合过程[33],因此整个冻融过程中始终伴随着土压力和孔隙水压力的变化.
图9 土柱的冻结过程
Fig.9 Freezing process of soil column
2.3 土压力变化及分析
温度和水分的变化是产生冻胀和冻胀力的根本原因.由于土体温度的变化,土体中的水分在冻结时发生迁移并产生冰晶体从而产生冻胀,融化时水分融化孔隙被压缩产生融沉,冻融循环产生的体积变化对土体的应力应变状态有显著影响[34-35].整个冻融过程中土压力的变化情况如图 10所示.
图 10 整个冻融过程中土柱土压力-时间曲线
Fig.10 The earth pressure-time curve of the soil column during the whole freeze-thaw process
(1)单次冻融对土压力的影响
以FT=1为例,在冻结第一阶段,温度降到-10 ℃,孔隙中的水分逐渐冻结成冰体积膨胀并对颗粒之间的孔隙进行填充,随着冰晶体的逐渐增多,土颗粒受到挤压(图8(b)).土柱原有的稳定结构发生改变,土中的应力状态发生改变,作用于一定面积水平面上的总应力会增大,其中E1增长了0.4 kPa,E2增长了1.4 kPa.随着冻结温度的继续降低和冻结时间的增加,冰晶逐渐将土颗粒包围,此时土颗粒变成了独立的“冰晶土”,颗粒与颗粒之间的作用力减小,其中E1降低了3.2 kPa,E2降低了3.4 kPa.融化时,温度迅速升高,冰晶体融化,土颗粒接触面积增加,同时土颗粒吸收自由水和受热也会发生膨胀,三者的共同作用使得土颗粒之间的作用力增大,E1和E2增加,并略大于初始压力.
(2)多次冻融对土压力的影响
FT=1、2、3时,土压力变化幅值分别为3.3%、1.8%、1.4%,呈递减趋势.这是因为土压力的大小与土颗粒骨架直接相关:未冻融时,土体结构较为密实,土颗粒之间的接触点较多,力的传导较均匀.开始冻融后,土颗粒发生重分布,土体结构先有的稳定状态发生破坏,土压力变化显著.随着冻融循环次数的增加,土体颗粒逐渐均一化、土颗粒之间的孔隙大小逐渐稳定,在反复冻融的影响下土压力变化的幅值逐渐变小.第二次冻融和第三次冻融在刚开始冻结时土压力出现了与第一次冻融不同的变化情况,这是因为经历一次冻融后的土柱中大孔隙体积增加和裂隙的出现大大降低了土颗粒之间的接触点,冻结过程中冰晶体更易发生冻结且优先对大孔隙和裂隙处进行填充,从而导致土压力降低.
(3)深度对土压力的影响
一维冻融时,土柱由浅到深依次受温度影响.冻结时,表层土体(E1)开始发生冻结并逐渐向深层深入,由于模型三向约束的条件限制,土体只能向上发生自由冻胀,而对下层产生挤压作用,使下层土颗粒接触更为紧密,深层土(E2)的土压力增加.同时深层土所承受上层土的自重更大,二者的共同作用下使得深层土(E2)的土压力大于浅层土的(E1)土压力.融化时,温度快速增加,冰晶体由浅入深融化成水,土颗粒之间的接触点增多,作用力增加,但在自重应力作用下深层土体(E2)的土压力仍大于浅层土体(E1).多次冻融后,土体内产生了大孔隙和裂隙,冻结时冰晶体优先对大孔隙和裂隙进行填充,产生的冻胀力对其他土颗粒造成挤压,使得刚冻融时浅层土的土压力比深层的大.当冻结进入第二阶段(F2),土柱深处也发生冻结,土颗粒逐渐被冰晶体包围,土颗粒之间的作用力减小.此时冻胀力依旧存在但变得很小,土体的自重应力占主导作用,因此冻结后期深层土(E2)的土压力大于浅层土(E1).
2.4 孔隙水压力变化及分析
非饱和土在冻融过程中因相变会导致毛管势和吸附势发生显著变化,固体基质在冻融过程中会产生变形,二者的共同作用是冻融过程中非饱和土孔隙水压力变化的主要原因.孔隙水压力对研究冻土退化、冻胀融沉等现象的机理具有重要意义[36-37].整个冻融过程中孔隙水压力的变化情况如图 11所示.
图 11 整个冻融过程中土柱孔隙水压力-时间曲线
Fig.11 The pore water pressure-time curve of the soil column during the whole freeze-thaw process
(1)单次冻融对孔隙水压力的影响
以FT=1为例.在冻结的第一阶段(F1),P1、P2随着温度的降低小幅降低了0.7 kPa左右,这是因为温度突然降低,土颗粒发生收缩开裂,有效孔隙增加,因此孔隙水压力小幅下降.由于温度一维传导的滞后性,P2比P1降低量略小.达到冻结温度之后,土柱内部形成大量冰晶体,孔隙水压力快速减小,P1、P2降低显著.当进入第二个冻结阶段时,温度降低到一个更低的温度,部分自由水和弱结合水继续向冰晶体转化,P1随温度的降低继续降低到-3 kPa,但速率变缓.而深层土体在上层土冻结后失去自由面,随着冰晶体的产生,下层土体受到冻胀压力的作用,因此P2在F2阶段小幅升高.融化阶段,冰晶体随温度的升高快速融化成水,因此P1、P2在融化阶段呈快速上升趋势.但P2在快速上升后又出现了一小段降低的情况,这是因为在一维融化的影响下上层土体先发生融化,对下层产生的冻胀力降低,孔隙水压力降低.
(2)多次冻融对孔隙水压力的影响
观察整个冻融过程可以发现,初次冻融时不同深度处的孔隙水压力随温度的降低均呈降低趋势,而多次冻融时浅层土体(P1)的孔隙水压力随温度的降低首先小幅降低,而深层土体(P2)则呈现相反的趋势.这是因为初次冻融时,土体随温度的降低发生收缩开裂,有效孔隙增加,因此不同深度土体的孔隙水压力均小幅降低.多次冻融时,前一次的冻融完成后仍存在部分未融化的冰晶体,当再次开始降温,土体温度低于冻结温度,冰晶体继续融化成水,因此P2小幅增大.观察不同次冻融对孔隙水压力的影响,可以发现第一次冻融时孔隙水压力的变化幅值最大,随着冻融循环次数的增加变化逐渐减小.以深层土体(P2)为例,FT=1时,孔隙水压力变化幅值约为-3.8～1.3 kPa; FT=2时,变化幅值为-2～1 kPa; FT=3时,变化幅值为-3～-0.5 kPa.这是因为孔隙水压力的大小与孔隙结构密切相关,第一次冻融之前土体内部孔隙处于一个稳定状态,尚未形成有效通道,具有良好的持水性能.当开始第一次冻融时,水分变化主要以原位相变为主,因此孔隙水压力变化幅度较大.随着冻融的进行,土体的孔隙结构遭到破坏,土体内部逐渐形成细小的水流通道,持水性能降低,孔隙水压力变化幅值减小.
(3)深度对孔隙水压力的影响
对比整个冻融过程P1、P2的变化情况可以发现,P1的变化波动与P2相比更为剧烈.这是因为一维冻融时,浅层土体受温度影响更为剧烈,因此温度梯度相对较大,温度变化速率更快,因此土体结构受到的扰动更为剧烈,孔隙水压力变化波动更大.另外一维冻结时,上层土体冻结过程产生的冻胀力及自重应力作用于下层土体,因此P2波动变化较缓.
2.5 位移变化及分析
当经历冻融循环的土体达到土中水的冻结点时,便逐渐形成冰晶体,导致土体体积增大,即冻胀的发生.此时从宏观层面上可以发现土体在纵向产生位移(图9),对土体强度和稳定性造成影响,当位移超过一定的限值就会对工程造成安全隐患[38-39].本试验通过直线位移传感器对位移数据进行监测,整个冻融循环过程中的位移时间曲线如图 12所示,其中位移为正表示隆起,位移为负表示沉降.
(1)单次冻融对位移的影响
在冻融作用下,非饱和膨胀土的胀缩变形主要由以下几个部分组成:土体中的水分发生相态的转变,不同相态的体积差造成土体的胀缩变形; 冻结时,未冻水转化成冰晶体,土颗粒失水收缩,融化时冰晶体又转化为未冻水,土颗粒吸水膨胀; 土颗粒本身及土中的矿物成分受温度的影响发生热胀冷缩.三者的共同作用造成竖向位移的变化,其中水分相态的转变对位移的影响最大,土颗粒及矿物成分的热胀冷缩带来的影响最小.
图 12 整个冻融过程中土柱位移-时间曲线
Fig.12 The displacement-time curve of the soil column during the whole freeze-thaw process
以FT=1为例,在冻结的第一个阶段(F1),两个位置的土体中的水分依次发生冻结,未冻水转化为冰晶体造成土体发生冻胀,位移增加.由图8可知,F1阶段结束后未冻水含量并未降到最低,当进入冻结第二阶段时,部分自由水和距离土颗粒表面较远的弱结合水进一步向冰晶体转换,因此F2阶段位移进一步增加.融化时,冰晶体融化成水体积减小,位移减小.整个冻融过程土颗粒及矿物成分造成的胀缩变形可忽略不计.
不管是位移的增大还是减小阶段,竖向位移的变化情况始终以波浪形发生变化.这是因为一维土柱模型内侧和土体之间为直接接触状态,在位移变形时产生了摩擦阻力,限制了土体的竖向位移变形.
(2)多次冻融对位移的影响
观察整个冻融过程的位移时间曲线可以发现,不同深度的土体在第一次冻融过程中位移的变化幅度最大.这是因为冻融之前的土体结构处于一个相对稳定的状态,在冻融的作用下,土体的冻胀融沉和水分迁移使得原有的孔隙结构发生破坏、土颗粒之间的连结作用发生改变,因此位移变化幅度较大.经历第一次冻融循环后土体的稳态结构已经发生破坏,土体内部形成一定数量的“水分迁移通道”,随着冻融循环次数的增加逐渐趋于稳定,位移变化幅值也逐步减小.
FT=1时,土柱因冻胀产生的位移约为6 mm,而融沉产生的位移为-4 mm,冻胀大于融沉.随着冻融循环次数的增加,冻胀位移逐渐小于融沉位移.刚开始冻融时,膨胀土土颗粒之间的粘聚力较大,具有较好的抵抗冻融变形的能力,因此第一次冻融循环时冻胀位移大于融沉位移.多次冻融后冰晶体融化造成土颗粒及孔隙重新分布,土体结构发生破坏,粘聚力减弱,土体抵抗变形能力降低,在上层土体自重的作用下进一步沉降变形,同时非饱和膨胀土中存在吸力促进土体产生固结,因此整个冻融过程中融沉位移逐渐大于冻结位移,这与王建平等的研究结果相同[20].
(3)深度对位移的影响
当FT=1时,浅层土体(D1)的位移变化幅值明显大于深层土体(D2).研究发现,土体表面的冻胀量是下层冻结区各土层产生的冻胀量总和,而土体表面的隆起量是冻结区冻胀量及未冻结区固结的总和.浅层土体下部土体较多,产生的冻胀量与固结量较大,因此位移变化较大,深层土体反之.随着冻融循环次数的增加,土体结构发生破坏并逐渐达到一个新的稳定结构,不同深度处位移差距减小.
