非飽和黃土水分蒸發溫度效應試驗研究

張映梅 夏瓊 王旭

摘 要：為進一步掌握西北干旱地區非飽和黃土水分蒸發規律，進行不同環境溫度下非飽和黃土水分室內模擬蒸發試驗，探討蒸發過程中土體含水率變化、溫度對蒸發速率及累計蒸發量的影響。結果表明：隨蒸發時間的延長，土體含水率日改變率逐漸減小;環境溫度對土體含水率的影響與土體深度范圍、蒸發時段均有關，相同的升溫值導致土體含水率的變化量是不相等的，不同的溫度范圍內土體含水率敏感變化深度不同;環境溫度與室溫接近時，土體每天的蒸發速率隨時間延長沒有明顯變化，但當環境溫度高于室溫一定值時，土體每天蒸發速率隨時間呈遞減狀態;環境溫度一定時，氣候模擬箱自身的冷凝作用使得非飽和土體累計蒸發量隨蒸發時長呈波動增加趨勢。

關鍵詞：非飽和黃土：溫度;含水率;蒸發速率;累計算蒸發量

中圖分類號：TU444 文獻標志碼：A

doi：10.3969/j.issn.1000-1379.2020.05.030

Abstract： In order to further understand the law of water evaporation of unsaturated loess in the arid area of Northwest China. Based on the indoor model test， the water evaporation experiments of unsaturated loess under different ambient temperatures were carried out. The effects of soil moisture content and temperature on evaporation rate and cumulative evaporation were discussed. The results show that with the extension of evaporation time， the diurnal change of soil moisture content is decreased gradually. The influence of environmental temperature to the soil moisture content is related with the depth range of soil sample， evaporation stage and reference temperature. The same temperature increase results in different moisture changes， and different temperature ranges correspond to different depth ranges in which the soil moisture content is changed sensitively. When the environmental temperature is close to the indoor temperature， the evaporation rate develops with time without obvious fluctuation， but the evaporation rate is fluctuated and decreased with time obviously when the environmental temperature is higher than the indoor temperature to a certain extent.

Key words： unsaturated loess; temperature; moisture content; evaporation rate; cumulative evaporation

我國黃土主要分布在弱降雨、強蒸發的干旱與半干旱地區，地下水位埋藏較深，因此該地區黃土大多處于非飽和狀態。降雨入滲和蒸發作用使得土體內水分發生動態變化，進而使得土體結構、強度、承載力及滲透性等發生改變，經常引發一系列巖土工程問題。工程實踐發現，反復的干濕循環會引起邊坡土體開裂、地基收縮，進而導致邊坡失穩、地基沉降、建筑物發生傾斜開裂等[1-2]。現有的關于土體水分蒸發方面的研究側重于土壤學、農學和氣象學等學科，但由于研究背景和目的的不同，其相關成果很難直接應用于巖土工程領域。隨著“一帶一路”倡議的持續推進，西北地區的工程建設將進一步加快，因此針對西北干旱與半干旱地區黃土進行特定環境下的土體蒸發研究，可為該地區黃土土工結構物水分變化及其引起的應力應變等分析和預測提供依據。

近年來，國內學者王鐵行等[3-5]通過室內試驗和數值模擬，研究了不同干密度、含水率和溫度影響下黃土土水特征曲線;劉小軍等[6]在等溫條件下研究了非飽和黃土中的氣態、液態水遷移規律;騰繼東等[7]通過理論推導和試驗分析探討了風速影響下土體水分運移規律;唐朝生等[8]通過室內試驗探討了土體水分蒸發運動過程的變化規律;吳珺華等[9]通過數值模擬計算，獲得了蒸發條件下膨脹土內部水分分布特征和變化規律。但是，這些研究僅在試驗、模擬角度考慮單因素條件下土體水分遷移規律，沒有考慮晝夜溫差較大時，大氣中的水氣在溫度較低的夜晚會冷凝形成冷凝水，滴落在土體表面，從而對土體水分遷移的影響，因此很難指導大氣環境中土體水分運移規律研究。此外，近些年來在西北黃土高原旱區綠化和邊坡土體植被防護，以及工程防護中，與土體水分遷移及其有關的巖土工程問題比較嚴峻[10]。為進一步掌握西北干旱地區非飽和黃土水分蒸發規律，開展大氣作用下非飽和黃土水分蒸發試驗很有必要。鑒于大氣環境中影響因素較多，筆者采用控制變量法研究環境溫度對土體水分蒸發的影響，以期為黃土地區蒸發引起的工程病害和機制分析提供理論支撐。

1 試驗材料與方法

1.1 試驗土樣

試驗用土為蘭州地區非飽和黃土，其基本物理力學性質見表1。

1.2 試驗儀器

試驗儀器為智能人工氣候模擬箱，見圖1。試驗采用控制變量法將濕度、風速和光照等級設為定值（濕度50%，風速2 m/s，光照度22 000 lx），通過控制不同的環境溫度（控溫精度0.1 ℃），研究大氣作用下環境溫度對土體水分蒸發的影響。

1.3 試驗步驟

（1）將原狀黃土試樣風干粉碎，過2 mm篩孔，按相關試驗要求將初始含水率配置為15%，并用塑料布覆蓋靜置48 h以上，保證土體中水分擴散均勻。

（2）試驗土體在直徑16 cm、高21 cm的PVC桶中制備，桶內每層填土厚度為2 cm，壓實度控制為0.8。相鄰兩層填土的界面用小刀刮毛，使上下層土體充分接觸。

（3）土體裝完后，在其底部和側壁用保溫材料包裹，頂面敞開，使土體在試驗過程中只有頂面可與外界接觸，其他部位與外界沒有水分、熱量交換，保證桶內土體處于一維蒸發狀態。

（4）將制備好的試樣桶和電子稱（精度0.01 g）一起放入智能人工氣候模擬箱，研究不同蒸發時長下土體水分變化規律。

1.4 試驗方案與過程控制

試驗共配置4組試樣，分別置于25、30、35、40 ℃的氣候模擬箱中進行蒸發試驗。其他控制條件相同，即濕度為50%，風速為2 m/s，光照度為22 000 lx。試驗期間每天9：00打開機器，17：00關閉，每2 h通過電子稱讀取土體質量及水桶的質量，研究水分的蒸發規律。每組試樣配置5個平行試樣，在試驗進行的第5、8、11、13、15 d的17：00依次取一個土樣，然后立即沿深度方向剖開，采用烘干法測定不同深度處土體的含水率。試驗過程中在氣候模擬箱中放一個與蒸發試樣等蒸發界面的水桶，用來測定相同環境條件下自由水面的潛在蒸發量。

2 試驗結果及分析

2.1 土體含水率變化規律

2.1.1 含水率沿深度分布規律

圖2為不同環境溫度下土體蒸發過程中含水率沿深度方向變化曲線。從圖2可看出，土體表面含水率自試驗開始一直在降低，試驗結束時土樣表面的含水率最小值在5%以上（40 ℃下15 d土樣），說明非飽和土體蒸發速率自試驗開始就由土體中水分的多少及其特性決定，不像飽和土體蒸發開始階段，蒸發速率是由外界大氣蒸發強度決定的;當蒸發時長一定時，距離土體表層越近土體含水率變化越大，距離土體表層越遠土體含水率變化越小，原因主要是土體蒸發從表面開始，下層土體中的水分通過毛細管水勢傳輸到蒸發面，對非飽和土來說，蒸發時長一定，土體表面的蒸發速率遠大于毛細管勢作用下水分的傳輸速率，導致土體表面含水率減小最顯著，越接近土體底部其含水率減小越少，且含水率沿深度變化量越小;在蒸發初期（5 d），土體底部的含水率已減小，說明在試驗條件下，蒸發影響深度已達到土體底部。

2.1.2 含水率隨時間變化規律

土體含水率隨蒸發時長的變化規律曲線見圖3（圖3中Δω/t表示土體不同深度處，某一時段內土體含水率的平均日減少率）。從圖3可看出，環境溫度一定時，土體含水率隨蒸發時間的日減少率不僅與蒸發階段有關，還沿其深度方向不一樣;蒸發初期土體含水率日減少率最大，隨著蒸發時間的延長，土體含水率日改變率逐漸減小，直到蒸發后期蒸發時長對含水率日減少率的影響不再明顯，如在距離土體表層1 cm處0～5 d、5～8 d、8～11 d、11～13 d、13～15 d時段內土體含水率的日減少率依次為1.186%/d、0.974%/d、0.748%/d、0.694%/d、0.670%/d，距離土體表層19 cm處含水率的日減少率依次為0.520%/d、0.456%/d、0.432%/d、0.426%/d、0.420%/d;蒸發進行到11 d后，土體含水率的日減少率沿深度的分布曲線接近重合，說明在此后一定蒸發時間內，同一深度處土體含水率的日減少率接近，即蒸發速率接近。

2.2 環境溫度對土體蒸發的影響規律

2.2.1 環境溫度對土體含水率的影響

環境溫度是大氣蒸發強度的主要影響因素之一，對非飽和土體蒸發來說，環境溫度對其蒸發后含水率的分布會產生直接影響。圖4為不同溫度下，距離土體表層1 cm和19 cm處的含水率隨時間變化曲線，實線表示距離土體表層1 cm處，虛線表示距離土體表層19 cm處。從圖4可看出大部分時段環境溫度對土體表層的含水率影響較土體底部更明顯。從蒸發開始到第8 d，距離土體表層1 cm處，土體含水率的減小與蒸發時間幾乎呈線性關系，溫度為25、30、35、40 ℃時，所對應的斜率依次為0.53、0.68、0.77、0.97;蒸發到第8 d以后，40 ℃下，距離土體表層1 cm處含水率隨時間的變化斜率明顯較之前減小，但含水率仍大于5%，仍在繼續減小，而在25、30 ℃和35 ℃下，與各自8 d之前相比沒有明顯減小;對比4個溫度條件下8 d后的含水率隨時間的變化斜率還可發現，此時25 ℃下對應的斜率反而較其他3種溫度下更大一些，這是由于25 ℃下土體在0～8 d內蒸發量最少，土體中剩余的水分較多，在8 d后土體表層的水分較多，且土體底部的水由毛細管作用傳送至表層也較多，導致其表層蒸發更快，含水率隨時間的變化更明顯。在距離土體表層19 cm處，0～5 d內溫度越高含水率隨時間的變化斜率越大;5～11 d內，4個溫度條件下含水率隨時間的變化斜率基本相等;11 d后，40 ℃下土體底部含水率隨時間的變化斜率明顯減小，且小于其他3個溫度下土體底部含水率隨時間的變化斜率。

當環境溫度改變，試驗結束后，土體不同深度處溫度變化對土體含水率的影響見表2。分析表2中數據發現，除距離土體表層1 cm外，在土體其他深度處，溫度由25 ℃升至30 ℃時含水率減少量明顯大于相應深度處溫度由30 ℃升至35 ℃、35 ℃升至40 ℃時的，說明環境溫度每升溫1 ℃所導致的含水率減少量不一定完全相等，且與升溫前的參考溫度有關;當溫度由25 ℃升至30 ℃時，土體含水率減少最明顯的深度范圍是土樣的中間部位，溫度由30 ℃升至35 ℃、35 ℃升至40 ℃時，土體含水率減少最明顯的部位是土體表層。由于試驗數據有限，不能得出更具體的結論，但可以看出溫度對土體含水率的影響是復雜的，相同的升溫值導致土體含水率的變化量是不相等的，不同的溫度范圍內土體含水率敏感變化深度不同。

2.2.2 溫度對蒸發速率的影響

不同環境溫度下非飽和土體每天的蒸發速率變化見圖5。從圖5可看出，在蒸發前期，隨環境溫度升高，蒸發速率增大，但蒸發到第5 d之后，隨環境溫度升高，蒸發速率反而降低，這是因為環境溫度越高后期土體中的水分越少所致，如環境溫度為25、30、35、40 ℃時，蒸發到第5 d土體表層含水率依次為12.48%、11.07%、10.85%、9.07%;當環境溫度為30、35、40 ℃時，隨蒸發時間的延長，蒸發速率呈遞減趨勢，環境溫度為25 ℃時，蒸發速率隨時間發展較平緩，由于夜晚環境溫度降低，水的飽和蒸汽壓減小，當模擬箱內空氣中水蒸汽壓接近飽和蒸汽壓時，水蒸汽發生冷凝變成液態水，根據水的飽和蒸汽壓與溫度之間的關系式[11]，計算得到環境溫度由30 ℃降低到18.5 ℃，或由40 ℃降低到27.5 ℃時，箱體內空氣中的水分會發生冷凝成液態水，進而滴落至土樣表面，滲入土體表層，使得夜晚土體含水率增大，當環境溫度為25 ℃時，箱體內夜晚溫度需要降低到14 ℃左右時才會發生冷凝，此時室內夜晚溫度（18 ℃左右）高于此溫度，因此箱體內空氣中水蒸氣不會發生冷凝，夜間土體蒸發速率的減小不明顯，使得土體水分每天的蒸發速率沒有明顯變化。另外，此環境溫度下試驗期間土體中水分減少得較少，也是每天的蒸發速率變化平緩的原因。

2.3 累計蒸發量的變化規律

不同環境溫度下非飽和土體的累計蒸發量隨時間的變化曲線見圖6。圖7為潛在累計蒸發量隨時間的變化曲線，作為外界環境蒸發強度參考。從圖6、圖7可看出，環境溫度一定時，非飽和土體累計蒸發量均隨蒸發時間的延長呈波動遞增，潛在累計蒸發量也呈現類似規律，這主要是因為在試驗條件下，夜晚環境溫度處于降溫情況，在密閉箱體內，空氣中的水分不能散發到箱體外且氣候模擬箱本身具有冷凝作用，使得箱內空氣中的水分冷凝成液態水，滴落至土體表面，進而滲入土體表層，使土體的蒸發量在夜晚不增加反而減小;隨著環境溫度的升高，土體在蒸發初期蒸發量顯著增加，當蒸發到某一時刻，40 ℃溫度下土體波動曲線逐漸趨于平緩，35 ℃溫度下土體波動曲線在試驗后期開始轉入平緩，由于試驗時間較短，環境溫度為25 ℃和30 ℃下沒有體現出來，這主要是因為一方面溫度的升高促使水分子的運動加劇，使水分子的運動動能增大，縮短了水分子逃逸到空氣中所需要的時間;另一方面溫度的升高使土體的持水能力減小、降低水的黏滯性及減小顆粒間毛細水彎液面上的表面張力，使得土體的滲透性增強[12]，進而使得累計蒸發量趨于最后的平衡所需要的時間縮短。

3 結 論

通過對非飽和黃土進行不同溫度下水分蒸發試驗，探討了不同環境溫度對蒸發過程中土體含水率、蒸發速率的影響規律，分析非飽和土體蒸發過程中含水率分布規律和累計蒸發量隨時間的變化規律，主要得出以下結論：

（1）環境溫度對土體含水率的影響規律與土體深度、蒸發時段均有關;蒸發初期，環境溫度越高表層的含水率減小越明顯，到蒸發后期，環境溫度較低土體含水率變化率反而更明顯;在蒸發試驗的大部分時段土體底部含水率受溫度的影響沒有表層明顯，底部含水率在不同時段受溫度的影響規律基本與土體表層類似，只是時間轉變點相對滯后于表層。

（2）其他條件等同前提下，相同的升溫值導致土體含水率的變化量是不相等的，不同的溫度范圍內土體含水率敏感變化深度不同。

（3）環境溫度與室溫接近時，土體夜晚蒸發速率減小不多，每天的蒸發速率隨時間沒有明顯變化，但當環境溫度高于室溫一定值時，受夜晚空氣中水蒸汽冷凝影響，夜晚土體中含水率會增加，夜晚蒸發速率減小明顯，土體每天蒸發速率隨時間呈遞減趨勢，在蒸發初期，環境溫度越高遞減越明顯。

（4）隨著環境溫度的升高，土體在蒸發初期蒸發量顯著增加，進而使得累計蒸發量趨于平衡所需要的時間縮短，且由于冷凝作用使得土體累計蒸發量呈現波動增加趨勢。

參考文獻：

[1] 陳守義.考慮入滲和蒸發影響的土坡穩定性分析方法[J].巖土力學，1997，18（2）：8-12，22.

[2] 楊洋，姚海林，盧正.蒸發條件下路基對氣候變化的響應模型及影響因素分析[J].巖土力學，2009，30（5）：1209-1214，1220.

[3] 王鐵行，陸海紅.溫度影響下的非飽和黃土水分遷移問題探討[J].巖土力學，2004，25（7）：1081-1084.

[4] 王鐵行，陳晶晶，李彥龍.非飽和黃土地表蒸發的試驗研究[J].干旱區研究，2014，31（6）：985-990.

[5] 王鐵行.非飽和黃土路基水分場的數值分析[J].巖土工程學報，2008，30（1）：41-45.

[6] 劉小軍，閆玉闖，羅揚.非飽和黃土水分遷移規律及遷移量的試驗研究[J].西安建筑科技大學學報（自然科學版），2015，47（1）：56-61.

[7] 滕繼東，單鋒，張升，等.考慮風速影響的土表蒸發計算方法[J].巖土工程學報，2018，40（1）：100-107.

[8] 唐朝生，施斌，顧凱.土中水分的蒸發過程試驗研究[J].工程地質學報，2011，19（6）：875-881.

[9] 吳珺華，袁俊平，何利軍，等.蒸發條件下土體內部水分分布及變化規律研究[J].防災減災工程學報，2013，33（3）：290-294.

[10] 歐陽斌強，唐朝生，王德銀，等.土體水分蒸發研究進展[J].巖土力學，2016，27（3）：625-634.

[11] 盧寧，力科思.非飽和土力學[M].北京：高等教育出版社，2012：29-30.

[12] ROMERO E， GENS A， LLORET A. Temperature Effects on the Hydraulic Behaviour of an Unsaturated Clay[J].Geotechnical and Geological Engineering，2001，19： 311-332.

【責任編輯 趙宏偉】