凍融循環過程中渠道土質邊坡水分場變化特征的試驗研究

曲 濤

（遼寧省河庫管理服務中心，遼寧 沈陽 110002）

凍融循環過程是一種強風化作用，可以對土體的基本結構和物理力學性質產生顯著影響[1]。我國北方平原地區的渠道大多處于季節性凍土區，且以土質邊坡為主，在凍融作用的影響下，土壤的凍脹對渠道的建設和運行造成比較嚴重的破壞[2]。近年來，雖然在土質邊坡渠道防凍脹工程技術方面取得了較大成就，但是渠道凍脹破壞現象并沒有得到根本解決[3]。究其原因，仍舊是基礎理論、工程措施以及具體的試驗研究方面的不足，并且這些研究主要集中于凍脹過程，而對春季融化過程中上層已融土和下部未融土之間的水熱交換以及交界面部位的物理力學性能變化關注不足[4]。基于此，本次研究以遼寧省燈塔灌區總干渠為研究對象，結合試驗區的實際進行試驗設計，對凍融條件下邊坡水分場的變化進行試驗研究，以獲取凍融過程中邊坡內水分遷移規律。

1 試驗設計

1.1 溫控模式

試驗用土樣取自遼寧省燈塔灌區，其所處的遼河平原地區為典型的中溫帶大陸性季風氣候，主要特征是降水的空間和時間分布不均、四季變化較大，年平均氣溫為4.5℃，極端最高氣溫39℃，極端最低氣溫-42℃，冬季土壤最大凍結深度為2.8 m。本次模型試驗的環境溫度選用的是現場2016年～2017年野外實測數據。根據日平均氣溫的變化曲線，設定試驗中環境溫度的變化范圍為-20.0℃～23.3℃。為了模擬實際土層下部的暖土溫度，試驗中設置底板溫度為4℃，試驗中的環境溫度控制分為四個階段進行，時間比尺為1∶225，其具體的控制過程見表1。

表1 試驗中溫度控制模式設置

1.2 模型的制作

2018年9月在遼寧省水利局試驗中心展開，試驗中按照1∶15的模型比尺進行試驗模型的制作。其中試驗箱采用透明度好、強度大的有機玻璃制作，尺寸為0.5 m×1.3 m×0.5 m，為了便于排水，底部打上直徑1 cm的小孔，并鋪上無紡布[5]。對試驗箱的四角進行固定，防止試驗過程中產生凍脹破壞。邊坡模型采用半斷面模式，并按照實測尺寸以1∶15的幾何比尺進行縮小，其剖面圖見圖1。

圖1 模型邊坡剖面圖

1.3 儀器布置

試驗過程中的數據測量采用HydraProbeⅡ型土壤傳感器，該型號的傳感器探頭上設置有三個傳感器，可以同時測量土壤的溫度、水分和鹽分[6]。傳感器的數據線直接和PDA相連，通過傳感器的配套軟件，可以實時查看和保存測量數據。為了更好的測量邊坡淺層溫度和水分變化，在凍融層設置比較密集的傳感器，而在土壤的深層設置比較稀疏。

2 試驗過程

2.1 取土和配樣

本次試驗所用的土樣來自于遼寧省燈塔灌區總干渠渠首下游5.5 km的試驗段現場，根據該段渠道的建設資料，取土深度為1.5 m～2.5 m。將取得的土樣風干后粉碎成直徑2 mm左右的顆粒，測量其初始含水率后備用。為了保證模型邊坡和實際邊坡的含水率相同，按照研究渠段平均含水率22%進行計算，獲得配土需要添加的水量。將需要添加的水加入土樣攪拌均勻，放置于密閉的塑料桶中密封放置48 h，待加入的水分布均勻后即可用于邊坡模型制作。

2.2 制作邊坡

按照邊坡的設計高度將有機玻璃容器模型等分為10層，采用分層填充擊實法進行邊坡制作[7]。在制作過程中通過對每層的擊實次數和層高實現土樣的均勻，在擊打好上一層土層后，要將表面刮毛，以保證不同土層之間的良好結合。為了保證模型的四周不受室溫影響，在制作好的模型四周采用厚度為10 cm的橡塑保溫板保溫。由于該種保溫板為自粘設計，可以實現和有利玻璃的無縫粘結，具有良好的保溫效果[8]。

2.3 邊坡凍融循環

試驗中的凍融循環次數設計為8次，整個試驗需歷時305 h，其具體的操作步驟如下：首先，將制作好的模型放入低溫試驗箱中制冷降溫，當溫度降低至2℃后保持48 h，然后開始凍融循環試驗；在凍融循環開始前、土壤凍深最大以及凍融循環后測量不同深度的土壤含水率；按照上文提出的溫控模式進行模型的凍融循環試驗，在上一次試驗完畢后即著手準備下一場次的試驗；在試驗中為了獲取準確的試驗數據，每1 min進行一次數據采集，每2 h進行數據處理，并分析水分的變化特征。

3 試驗結果與分析

對本次研究中的土壤試樣而言，在進行7次凍融循環試驗之后，土壤的凍融循環對樣本的物理性質的影響逐漸趨于穩定，表現為試驗中的各個參數值不再發生明顯變化。因此，限于文章的篇幅，這里僅對模型的7次凍融循環過程中的水分場的變化進行分析。

3.1 不同深度土壤水分變化特征

利用試驗過程中獲取的數據，繪制出不同測點的土壤水分隨時間變化的過程，見圖2。由圖2可知，按照溫度變化的四個階段進行土壤水分變化特征分析，具體結果如下：

負溫降溫階段為20 min～370 min，該階段的土壤溫度為0～-20℃，土壤水分隨溫度的降低呈現出迅速減小的趨勢。同時，受到土層內溫度傳遞滯后效應的影響，該階段開始的20 min～100 min內土壤水分雖然呈減小趨勢，但是減小的速率并不大，在100 min以后，土壤水分則呈現出顯著的線性下降態勢。此外，在0～5 cm的土壤表層，水分由原來的34.5%不斷降低到28.8%，而凍土中未凍水的含量則呈現出與負溫之間的動態平衡特征。

在370 min～625 min的負溫恒溫階段，試驗環境的溫度保持-20℃的恒溫狀態。在該階段，由于受到溫度傳遞的滯后效應，模型邊坡的凍結鋒面開始在15 cm部位遷移，同時，模型中的水分也呈現出逐漸下降的趨勢，并且降低速率逐漸增大。此外，該階段模型邊坡0～5 cm的表層水分已經達到最低值，并保持不變，說明水分場已經處于基本穩定狀態。

在625 min～1350 min的升溫階段，環境溫度逐漸從-20℃升高至0℃。在這一階段，模型邊坡的1 cm～15 cm范圍內的水分下降逐步趨于平衡，而模型內的凍結鋒面逐漸移動至15 cm～20 cm部位，并且土層水分開始逐漸降低。

在1400 min之后的穩定段，環境溫度逐步升高，試驗邊坡模型內的土壤含水率呈現出逐漸上升的趨勢，在溫度達到正溫之后，模型邊坡的表層開始融化，同時保持在較高含水率的水平。從圖中可以看出，深度10 cm～12 cm的土層水分在540 min～1000 min時段內幾乎保持不變，而在1000 min～1100 min時段內則存在明顯的突變。

總之，不論是模型的坡腳還是坡頂，邊坡表層的水分與氣溫有比較明顯的關聯，這種變化會隨著深度的增加而減小，同時還呈現出愈加明顯的滯后效應。

圖2 不同深度土體水分隨時間變化曲線

3.2 水分遷移分析

為了進一步獲取凍融過程中關鍵節點的土體水分遷移特征，利用試驗獲取的數據繪制出邊坡模型最大凍深和完全融化時的土體水分遷移曲線，見圖3、圖4。由圖可知，邊坡經過多次凍融循環之后，土體內的水分已經發生遷移，在深度為10 cm的部位含水率最大。在一個凍融循環結束后，在0～5 cm的邊坡表層，坡頂的含水率要顯著小于坡腳。究其原因，主要是坡頂部位的空氣流動更為通暢和劇烈，因此水分的蒸發量明顯偏大。在最大凍深時，坡頂1 cm部位的土體含水率為24%，相比開始時21.7%的含水率有明顯增加，1 cm～5 cm的含水率呈現出逐漸降低的趨勢，在5 cm深度，土體含水率已經降至21.2%，相比開始時的22%降低了0.8%。坡腳部位15 cm～20 cm部位的土體含水率明顯大于坡頂，說明坡頂部位的水分遷移更為明顯。在完全融化階段，土壤中冰顆粒已經完全融化為水，因此表層的含水率由比較顯著的上升。

總之，從不同深度的土壤水分變化對比來看，邊坡淺層的土壤含水率變化最為明顯。在凍結過程中，受到溫度勢的影響，土壤水分表現為向凍結鋒面遷移；在融化過程中，土壤水分則表現為向土體表面遷移。因此，經過多次凍融循環之后，土體水分場的分布呈現出趨向均衡的態勢。

圖3 最大凍深時水分遷移特征

圖4 完全融化時水分遷移特征

4 結論

本次研究以遼寧省燈塔灌區總干渠為工程背景，利用模型試驗的方式分析了凍融循環對土質邊坡的水分場的影響，并獲得如下主要結論：

（1）邊坡表層的水分與氣溫有比較明顯的關聯，這種變化會隨著深度的增加而減小，同時還呈現出愈加明顯的滯后效應。

（2）在凍結過程中，受到溫度勢的影響，土壤水分表現為向凍結鋒面遷移；在融化過程中，土壤水分則表現為向土體表面遷移。因此，經過多次凍融循環之后，土體水分場的分布呈現出趨向均衡的態勢。