循環水壓作用下粉土滲流試驗研究*

張民生，王秀海**，劉紅軍，臧文坤，翟桂林

（1.中國海洋大學海洋環境與生態教育部重點實驗室，山東 青島266100 2.中國海洋大學環境科學與工程學院，山東 青島266100 3.青島市勘察測繪研究院，山東 青島266000）

土體內孔隙水的滲流是導致土體變形及失穩的重要影響因素，也是現代工程建設及災害評價所必需考慮的問題。海床中的眾多地貌現象往往與滲流有關，例如麻坑（Pockmarks），這種地貌現象多發生于油氣資源豐富或地下承壓海床中，其成因是海床深處流體的溢出所致［1－3］。近年來的調查研究表明另外一種海底地貌現象－海底塌陷凹坑（Collapse Pits）的形成可能也與滲流作用有關。海底塌陷凹坑廣泛分布黃河口水下三角洲，直徑在4～30m范圍內不等，深度最大為4m，坑內的沉積物粒徑更加粗化［4］。Prior［5］通過對密西西比河海底塌陷凹坑的調查認為，海底塌陷凹坑的形成與快速沉積的粉質沉積物的液化有關。孫永福［6］則認為快速沉積的環境導致了富含孔隙氣體的粉質海床沉積物的形成，在風暴波浪的誘發下容易發生液化和孔隙流體噴發，引起沉積物崩塌從而形成凹坑，而較強的海洋水動力條件可能會有利于海底塌陷凹坑的形成［7］。

波浪在海床中產生的應力分為振蕩壓力和循環剪應力，循環剪應力是飽和沉積物中孔隙水壓力產生的根本原因，而振蕩孔隙水壓力能夠引起海床的瞬態液化過程［8－9］并改變海床滲流場。另外，土體液化過程中引起孔隙的重新分布［10］，進而改變海床土中的滲流梯度。但是，以往的研究均未考慮這些因素對海底塌陷凹坑形成的影響。

為此，本文設計了波壓力模擬裝置，考察波壓力對海床滲流及土體內部侵蝕的影響，研究海底塌陷凹坑形成機理。

1 實驗材料與方法

1.1 試驗原理及裝置

本文通過向透明柱形筒內土樣表層的水面施加循環氣壓，以達到循環水壓作用于筒內土樣的效果，使土樣在循環荷載作用下發生滲流。在此過程中，利用孔隙水壓力數據采集系統觀測土樣內的孔隙水壓力變化，通過柱形筒外側觀察筒內壁的物質運移過程。

試驗裝置由密閉透明柱形筒、孔隙水壓力系統和循環氣壓系統構成。如圖1所示，柱形筒以有機玻璃為材料，其內徑為28.0cm，高為80.0cm，底部均勻布設4個排水孔，并放置1個厚度約為4cm、直徑與筒內徑相同的透水石以利于土樣排水固結。柱形筒頂部通過機玻璃法蘭與密封蓋相接，這種設計既能夠保證整個容器的密封性，又能方便土樣的裝入與取出。柱形筒外壁豎直貼有直尺用于觀測土樣沉降，從其底部向上每間隔15cm開孔并布設1個孔隙水壓力傳感器。孔隙水壓力數據采集系統采用南京水利科學院研制的12通道孔隙水壓力采集儀，其采樣頻率有3和10Hz。柱形筒內土樣表層水面的壓力由循環氣壓系統通過柱形筒頂部密封蓋上的氣孔提供。循環氣壓系統由空氣壓縮機和可調節氣壓開關及壓力表構成。空氣壓縮機提供氣壓源；氣壓開關用于產生循環氣壓并控制其大小和頻率；壓力表用于顯示柱形筒內的氣壓變化。

Zen［11］也設計了類似柱形試驗裝置，利用氣壓模擬波浪研究砂土對波浪的響應。由于其試驗土樣為砂土，采用擊實方法就可以保證土樣飽和度。然而對于粉土，因其擊實后滲透性較差，造成一方面制樣時間較長，另一方面土樣的飽和度不能保證，因此本文的土樣制備方法不能Zen相同。張均峰、孟祥躍等［12］也設計了類似的試驗裝置用以研究砂土液化，但是其加荷的方式主要采用沖擊荷載而不是氣壓荷載，不需要對裝置進行密封，因此對裝置各方面的要求相對較低。

圖1 試驗裝置示意圖Fig.1 Sketch map of experimental apparatus

1.2 試驗制備

試驗土樣取自黃河三角洲刁口地區，其粘粒含量Pc為17.5%，塑性指數Ip為9.2，顆粒比重2.70，粒徑級配曲線如圖2所示。土樣的主要礦物成分為石英、長石、方解石和白云石。碎屑礦物的含量占75.8%，其中石英含量最大，占43.68%，長石其次，占20.71%。部分粘土礦物為伊利石、綠泥石、高嶺石和蒙脫石。粘土礦物中蒙脫石的膨脹性最大，其次伊利石。

試樣制備時稱取90kg左右的土樣并測量其含水率，然后倒入一個60.0cm×49.0cm×36.0cm水槽里面，加水攪拌均勻，使其含水率達到（40.0±2.0）%。加入水量的大小由預定含水率、初始含水率及土的質量計算得到。把攪拌好的土樣填入柱形筒內，至土樣高度約為70cm。為減小土樣與柱形筒內壁的摩擦力，在其內部涂上一薄層凡士林。在裝入土樣的過程中沿著柱形筒內壁每間隔15cm左右豎直放置1個直徑為0.6cm、厚度為0.25cm，密度與土樣相近的黑色圓塑料片，以作為觀測土體沉降的標志。為保證與土樣一致的沉降，把塑料片沾水后輕輕貼在柱形筒內壁。

圖2 粉土的顆粒級配曲線Fig.2 Size distribution curve of silty soil

1.3 試驗方法

由于制備土樣是高含水率的泥漿，因此需要排水固結才能達到減少含水率，增加強度的效果。本文土樣固結外力為土樣自重力與滲流力。土樣固結時，打開氣閥向柱形筒內施加恒為50kPa的氣壓，此時打開柱形筒底部的排水閥，并每隔30min記錄一次土樣表層沉降量。當土樣表層的沉降量小于0.5mm／h時，停止加壓（2h內沉降量小于1.0mm），并讓孔隙水壓力消散完。

土樣固結完畢后，關閉柱形筒底部排水閥并向土樣表層的水面施加循環氣壓。循環氣壓的周期為8s、幅值為40kPa。由于表層水的傳遞作用，土樣表面所受的荷載為周期8s，幅值40kPa的循環水壓。在施加循環荷載前5min開啟孔隙水壓力采集儀，為保證能夠采集較完整的孔隙水壓力波形，設置采樣頻率為3Hz。循環荷載的持續時間約為2.5h，而孔隙水壓力采集儀的數據采集時間比循環荷載時間稍長，以保證能夠采集完整的循環加荷過程中的數據。考慮到實驗過程中取樣會對土柱產生擾動，本文只在循環荷載停止10h后，在10、30和50cm深度處取含水率與密度測試樣并取平均值。試驗結束后，土體內部的平均含水率23.88%，平均密度為1.910g／cm3。

2 試驗結果

2.1 土樣固結

圖3為柱形筒內土樣在恒定荷載作用下，不同位置的沉降曲線。從圖中可以看出，土樣在恒定荷載的初期階段沉降速度（沉降量的斜率）較快，隨著時間的增加，沉降速度慢慢減小。土樣的沉降量在深度上均是在荷載作用下前期時間比較大，下層土樣的沉降量在靜荷載作用5h以后幾乎沒有變化。最終沉降量在表層為7.85cm，沿深度逐漸減小，在45cm處為1.0cm。土樣在柱形筒內的高度為62.3cm，考慮到透水石的厚度，土樣的最終凈高度為58.3cm。孔隙水壓力傳感器最終處于的深度分別為2.3、17.3、30.3及47.3cm。

圖3 不同深度的沉降曲線Fig.3 Settlement curve of silty soil at different depths

2.2 循環荷載作用引起的現象

在長時間的循環荷載作用下，柱形筒內土樣中孔隙水壓力發生變化，并由此產生了一系列的實驗現象。

2.2.1 裂隙 裂隙是比較典型的實驗現象，本試驗中觀測到2種裂隙的產生及演化過程。在循環荷載持續作用20min后，柱形筒內距土樣表層28cm深度處出現比較小的裂隙（見圖4）。裂隙呈傾斜狀線性分布，傾角為30°左右，長度約為5.0cm，最小長度為1.5cm，寬度約為0.2cm。透過柱形筒外壁觀察，沒有水流從裂隙中滲出。隨著循環荷載作用時間的增加，裂隙的長度也在逐漸增加，最大長度達到11cm，而寬度增加得比較小。循環荷載進行50min后裂隙寬度逐漸減小，并最終完全閉合，但可從外壁觀察到痕跡。

圖4 裂隙的發育Fig.4 Development of fissures

繼28cm深度處的裂隙出現之后，土樣底部距透水石5cm處也出現裂隙，其尺寸比中部裂隙要大呈水平向延展（見圖5）。底部裂隙產生時就有水流從裂隙滲出，并沿著柱形筒內壁向上流動，最終達到土樣表層。這些水流不斷對其流經的土樣側面進行沖刷并把沖刷下來的顆粒物質攜帶之土樣表層沉積下來，使得土樣側面粗糙度逐漸增強。隨著循環荷載作用時間增加，裂縫長度及寬度均明顯增加，土樣側面被水流沖刷的面積也不斷增大。裂隙附近的沖刷面也因裂隙長度的增加而水平方向擴大，但是上層土樣側壁的排水通道的寬度卻增加很小，這樣就產生1個葫蘆狀的沖刷面。沖刷面具有較深顏色，與周圍較淺的顏色形成較強的顏色反差。

比較中部和下部裂隙可以看出，2個位置的裂隙性質明顯的不同。首先前者呈傾斜狀，而后者則呈水平狀；其次前者始終沒有水流滲出，屬于“干裂隙”，而后者在形成時就有水流滲出并對土樣側面產生沖刷與侵蝕作用，因此屬于“濕裂隙”。目前對于干裂隙的成因尚不得而知，而根據已有相關文獻的對比，可以分析濕裂隙是土體液化后孔隙重新分布所導致的，這種裂隙往往被稱為水夾層［13］。

圖5 土體沖刷界面Fig.5 Wash interface in soil body

2.2.2 滲流與泥火山 滲透是影響土變形及穩定性的重要因素，在自重固結條件下，滲透促使土中孔隙水含量減小，土孔隙比也相應減小，土體強度逐漸增加，土的沉降變化準確地表達了這一過程。而循環水壓作用時，土體內的滲流場將發生改變。加載時，表層孔隙水壓力最大，下部由循環壓力引起的孔隙水壓力則隨著深度逐漸減小。此時，滲流方向向下，土體內的有效應力增加；卸載時則相反。因此，土中的滲流場是隨著加卸載而呈周期性變化［8－9］。

周期性荷載引起的有效應力變化促使土體產生新的固結，然而由于底部土體處于不排水狀態，因此會形成孔隙水壓力的累積效應。相對來說，沿有機玻璃筒內壁的滲透性好于土體內部。從試驗中可以看到，底部裂隙不斷地向外排水，形成的水流沿著土樣側面流向表層并形成一個至下往上的排水通道。然而由于土樣表層循環荷載引起的壓力梯度，土樣表層水也會沿著這條通道上下流動，即加載時，土樣表層水沿著排水通道向下流動；卸載時，水流則沿著排水通道向上流動。裂隙滲出的水流與循環荷載引起的水流相互耦合作用形成了土體的液化滲流過程。從實驗中觀察到，加載時滲流方向向下，滲流速度隨著深度增加而減小，在底部裂隙處幾乎為0。卸載時滲流方向向上，其速度沿深度幾乎相等。

滲流過程中，土樣中的一部分氣泡在循環荷載的作用下溢出水面，但是由于其體積比土顆粒體積大很多，受到土樣的阻力較大，因此往上運移速度較小。每個氣泡從原位脫落至最終溢出水面需要多個循環荷載周期，并且氣泡深度約大，其溢出水面需要的循環荷載周期就越大。圖6為氣泡的從土中溢出至水體中的過程。從圖中可以看到，氣泡釋放到水中瞬間把部分表層土攜帶至水體中。此時粒徑大的土顆粒仍然沉積于氣泡排出點附近，而粒徑小的則進入水體中然后均勻沉積于土樣上表面。這說明土體氣泡的溢出也能夠對流經的土體產生侵蝕作用。

由于滲流的沖刷侵蝕及搬運作用，水夾層內及沖刷面的土顆粒被水流帶至土樣表層水體里。這些土顆粒大部分沉積于排水通道10cm直徑范圍內，只有少量遠離排水通道。土顆粒的這種沉積作用在土樣表層形成以排水通道為中心的泥火山。隨著土顆粒沉積時間的增加，泥火山具有較大的坡度時，一部分堆積物便沿著其表面流動至低平處，形成微型“地毯流”。

圖6 滲流過程Fig.6 Process of seepage

循環荷載停止后，讓孔隙水壓力充分消散并抽出土樣表層的水后量測泥火山的直徑約為10cm，高約為3cm；其表層覆蓋著一層松散沉積物，這些沉積物部分顆粒之間相互連接形成羽毛狀結構。通過粒徑分析，羽狀沉積物的粘粒含量為61%，遠遠大于制備前土樣的粘粒含量（17.5%）；而泥火山的內部的粘粒含量為21.6%，平均含水率為39.0%，均大于固結后土樣的粘粒含量和含水率。由此說明，泥火山是由高含水率、高粘粒含量的泥漿構成。

泥火山中心為滲流沖刷形成的排水通道，其寬度在0.5～2cm范圍內，其中頂部最大，約為2.0cm，下部較小。從柱形筒外側可以看出排水通道內顯得比較粗糙，這是由于水流沖刷造成的，也說明了液化滲流產生了顆粒物質運移過程。

圖7 泥火山的噴發產物Fig.7 Eruption of mud vocalno

2.3 孔隙水壓力變化及分析

土體中孔隙水壓力的分布是影響滲流的主要因素，其梯度為滲流提供驅動力。因此試驗中考察滲流過程需要以土樣中孔隙水壓力的變化為基礎。本文在試驗中布設了4個孔隙水壓力傳感器，其中土樣2.3cm處的傳感器與壓力表功能相同，用于監測、記錄施加循環荷載的大小。17.3、32.3和47.3cm深度處的孔隙水壓力傳感器用于觀測土樣內部的孔隙水壓力變化。

循環荷載作用下，土樣中的孔隙水壓力包括靜孔隙水壓力（測試點到水面的水壓力差）和超靜孔隙水壓力。由于本試驗中固結過程中的靜孔隙水壓力對土的滲流沒有影響，因此在數據處理時只給出了超孔隙水壓力的變化而不考慮靜孔隙水壓力，不同深度處的超孔隙水壓力變化曲線如圖8所示。

圖8 孔隙水壓力變化過程Fig.8 Variation of pore water pressure at various depths

試驗中土樣內不同深度處的超孔隙水壓力在起始階段均有不同程度的升高并達到極大值，其增長速率隨著深度的增加而減小，由此使得深度越小超孔隙水壓力達到最大值的時間越短。17.3cm處最大超孔隙水壓力為21.8kPa，達到該值經歷時間約為0.08h。32.3和47.3cm深度處超孔隙水壓力分別達到最大值及經歷時間各自為0.15h、18.7kPa和0.76h、26.2 kPa。

一般認為一維循環壓力條件下只能產生瞬態孔隙水壓力，但是從孔隙水壓力時程曲線可以看出，孔隙水壓力明顯產生了累積。主要原因是固結過程中土柱中的靜水頭為土柱內的水面高度，而在循環荷載條件下土柱內的理論靜水壓力需在原先固結時的數值加上荷載幅值的一半，如此使得荷載過程中孔隙水壓力增長。但受滲流影響，孔隙水壓力累積程度尚未達到理論高度。3個深度處分別達到理論高度的78%、60%和90%。由于土柱高度的最大有效應力約為8kPa（估計土的有效容重為8kN／m3），孔隙水壓力累積過程中與瞬態孔隙水壓力聯合作用很容易克服這個自重，從而使土體出現液化現象。

3 討論

試驗結果表明，土柱在表層循環水壓力的作用下形成了水夾層、干裂隙及滲流通道，土體內部發生侵蝕。這些現象與土體內部超孔隙水壓力引起孔隙水的滲流有關。雖然引起超孔隙水壓力變化因素眾多，如地震、波浪、地下承壓水等，但考慮到試驗條件，認為本文超孔隙水壓力是由循環水壓的2個方面引起的，一是累積孔隙水壓力，二是循環水壓產生的瞬態孔隙水壓力，兩因素聯合作用引起土體的液化。

以往的室內試驗表明，土體液化時，土體內的孔隙將重新分布，將導致土體內部的密實化和松軟化現象，進而影響土的抗剪強度［9］。孔隙的重新分布將導致水夾層的出現。本文實驗中不僅觀測到水夾層的出現，同時還觀測到干裂隙的出現。基于實驗的荷載條件及孔隙水壓力觀測結果，可以推斷本文中出現的水夾層是孔隙水壓力累積的結果。目前尚未有相關干裂隙文獻記載，而作者推斷其形成與土與側壁的摩擦有關。

從本文的試驗可以看出，一旦孔隙水克服上覆土層的有效應力，排泄至表層時，土體內部侵蝕過程也隨即展開。泥火山即為這一過程的產物。但是海床內部侵蝕效果因條件而有所不同。首先孔隙水的流速越大，其侵蝕能力也越強。一旦土體被孔隙水壓力穿透，其就變為一個開放體，不利于孔隙水壓力的再次累積，因此累積孔隙水壓力對土體侵蝕的影響時間是有限的。另一方面，由于滲流通道的形成，土床表層的循環壓力能夠沿著滲流通道傳遞，此時，滲流通道附近的滲流場將徹底改變。此時占主導地位的是土層表面的循環水壓力，而滲流通道表面的壓力大小將隨著循環壓力改變而改變，滲流通道內水流方向也因循環壓力而呈周期性變化，即在波峰時，流向向下，而波谷時則向上流動。流速大小則取決于循環壓力的幅值。

影響土體內部侵蝕的一個因素是土體內部的氣泡［13］由于氣泡本身密度遠比水的密度小，在滲流通道溢出過程中具有較大的上浮力；同時，氣泡能夠與土顆粒形成足夠大的接觸面積，產生較大的摩擦力，有利于啟動土顆粒。

總結上述土體內部侵蝕機理及影響因素可以發現，循環壓力對于土體內部侵蝕具有正面影響，且侵蝕過程與循環壓力作用時間保持一致。循環壓力參與的土體內部侵蝕模式在長時間作用下可能導致土體內部虧空過多而產生地質災害。

這種模式與地震液化引起的砂沸現象［14］具有一定的相似性，兩者均是孔隙水壓力累積導致孔隙重新分布的結果，均能夠形成滲流通道。兩者最大的差異性在于內部侵蝕過程持續時間。由于地震作用時間較短，累積孔隙水壓力消散后，壓力梯度隨之減弱。滲流通道內的侵蝕因喪失動力而停止。而本文研究的侵蝕模式是兩種動力聯合作用的結果，內部動力為累積孔隙水壓力，外部動力為循環水壓力。即使累積孔隙水壓力完全消散，循環水壓力的仍然能夠為滲流通道內水流的流動提供動力［15］。因此，土樣內部侵蝕時間決定于其表層的循環水壓力作用時間。孔隙重新分布導致水夾層周圍土的強度降低［13］，為內部侵蝕提供便利條件。

圖9 海底塌陷凹坑形成示意圖Fig.9 Sketch map of collapse pit in seabed

循環壓力參與的土體內部侵蝕模式能夠很好地揭示海底塌陷凹坑的形成機理（見圖9）。海床土在前期固結過程中表層形成了一層強度較高的土層，在極端海況下，波浪作用使其下部土層孔隙水壓力升高，引起內部生物降解產生的氣體［13，16］的局部遷移，進而形成貫通至海床表面的滲流侵蝕。波壓力使得這種侵蝕能夠維持較長的時間。滲流侵蝕致使土層內部物質虧空引起海床表層塌陷。在黃河三角洲的現實海床中，黃河快速沉積形成的飽和低強度的粉質土為孔隙水壓力累積及孔隙的重新分布提供了條件，而波致剪應力為孔隙水壓力的累積提供了動力，一旦內部侵蝕發生，波致壓力則為其長期作用提供動力。海床表面存在的潮流則加劇了這一侵蝕過程。

4 結論

為研究波浪引起海底滲流機理，本文利用循環壓力模擬實驗裝置研究粉土在循環水壓力下的滲流過程。通過試驗取得了以下成果：

（1）循環水壓作用下，粉土液化時產生兩種不同的裂隙即傾斜狀的“干裂隙”和水平狀的水夾層。

（2）孔隙水從水夾層中滲出，把對土樣側壁沖刷下的物質運移至土表面堆積，形成泥火山。泥火山表面的羽狀結構沉積物具有高粘粒含量和高含水率的特點。

（3）波壓力參與的海床滲流侵蝕過程是長期過程，維持時間依賴于波浪作用時間。這種侵蝕模式能夠很好地解釋黃河三角洲海底塌陷凹坑形成機理。

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