凍融作用下初始含水率對膨脹土邊坡穩定性的影響研究

郭從潔，時 偉，楊忠年，崔郁雪，張瑩瑩，凌賢長, 2

(1.青島理工大學 土木工程學院，山東 青島 266033；2. 哈爾濱工業大學 土木工程學院，黑龍江 哈爾濱 150001)

由于全球氣候變暖，季凍區分布范圍逐漸增大，土體周期性的凍結與融化，影響著土的結構以及物理力學性質[1]，這是導致季凍區工程病害的主要原因之一.隨著經濟的快速發展，我國越來越重視寒冷地區的工程建設問題，邊坡是工程建設中最常見的形式之一，其中，膨脹土邊坡相對于其他土體邊坡更容易發生失穩破壞.膨脹土主要由親水性礦物-伊利石及蒙脫石等礦物組成，易發生吸水膨脹、失水收縮等現象，因此，初始含水率是影響膨脹土邊坡穩定性的重要因素.膨脹土邊坡在凍融循環下由于反復脹縮變形從而導致了大量的邊坡失穩及滑坡工程事故[2].在膨脹土分布區，大多數邊坡由膨脹土填筑而成，均有失穩跡象[3].襄渝線鐵路邊坡路堤在使用過程中，由于土體軟化發生滑坡；焦枝線鐵路在建成通車后的第二年雨季發生表面溜坍，同時自軌道下產生滑坡；關于膨脹土邊坡的失穩形式以及導致失穩破壞的因素多種多樣[4].因此，研究凍融循環下膨脹土邊坡穩定性及邊坡初始含水率對其影響具有重要意義.

目前，國內外對凍土區邊坡穩定性的分析研究日趨成熟，由于研究土類及研究方法的不同，研究內容和研究結果的側重點也各不相同.周志軍等[5]通過測試不同溫度下的黃土試樣的壓縮模量及抗剪強度，發現溫度對黃土力學性能的影響主要取決于試樣的含水率；崔廣芹[6]通過建立非飽和粉砂土粘聚力、內摩擦角與凍融循環次數參數之間的定量關系，發現土體粘聚力隨著凍融循環次數的增加不斷減小，而內摩擦角逐漸趨于穩定；LU Ning[7]等認為非飽和土的土體類型與土體的含水量極大程度影響了孔隙水壓力的大小.當溫度下降到凍結溫度時，孔隙水壓力逐步下降；當溫度升高到凍結溫度以上時，孔隙水壓力快速回升[8]；鮮丹[9]通過對天水市滑坡土體含水率的實際監測，有效論證土體初始條件對非飽和入滲以及邊坡穩定性的影響.程永春等[10]發現凍融循環對邊坡淺層土體強度的損傷作用，是邊坡在融化期發生失穩破壞不可忽視的原因.

對于膨脹土的力學特性，已有了相關研究.凍融作用對土體內部微細結構的變化也直接影響著膨脹土的力學性能[11].初始含水率越小，土樣所具有的膨脹潛勢越大，吸水后膨脹力的釋放更加迅速[2].徐麗麗[12]結合工程實際，認為季凍區膨脹土渠坡防護主要目標是抑制破壞區的含水率變化幅度.

可以看出，國內外對于季凍區邊坡穩定性的研究，大多基于三軸試驗以及數值計算對土體的物理力學性質進行研究，關于膨脹土邊坡的模型試驗研究較少，不同初始含水率對膨脹土邊坡穩定性的影響研究更是不足，未能有效地對膨脹土邊坡穩定性進行整體性分析，基于此，對凍融循環下不同初始含水率的膨脹土邊坡進行模型試驗研究，具有實際的科學價值.本文通過建立不同初始含水率的膨脹土邊坡模型，對多次凍融循環下坡體溫度、含水率、土壓力以及位移進行實時監測，研究凍融循環下，不同初始含水率膨脹土邊坡坡體各指標的變化規律，進而研究初始含水率對膨脹土邊坡穩定性的影響，為季凍區膨脹土邊坡建設提供必要的參考依據，對工程實踐具有重要的指導作用.

1 試驗方案及結果

1.1 模型制作

試驗所用的土為重塑膨脹土，根據土工試驗規程[13]，測得其基本物理指標見表1，其中，天然含水率為9.62%，最優含水率為20.17%，最大干密度為1.53 g·cm-3，自由膨脹率為50.5%，為弱膨脹土[14].

表1 膨脹土基本物理指標Tab.1 Basic parameters of the expansive soil

根據設計含水率對膨脹土噴灑相應體積的水，充分拌合后，將其密封完好，密封時間不少于一晝夜.待土樣水分分布均勻后，由于試驗條件的局限，將模型按照79%的最終壓實度，在模型試驗箱(2 m×0.6 m×0.6 m)內自下而上分11層填筑，每層土填筑厚度為5 cm.膨脹土邊坡模型設計如圖1(a)所示.按模型設計圖在相應位置埋設儀器，所有儀器均埋設在模型中軸線上，其中，位移監測點分布于坡面，共埋設五個監測點，自坡頂至坡腳分別標記為D1～D5，采用HG-C1100微型激光位移傳感器(量測160 mm，精度70 μm)監測；土壓力傳感器埋設于坡面以下10 cm處，共埋設三個監測點，自坡腳至坡頂分別標記為E1～E3，采用DMTY電阻式應變土壓力盒(量程為0.05～10 MPa)監測；溫濕一體式傳感器可同時監測溫度與含水率，共埋設五個監測點，分別標記W1～W5，其中W1，W2，W5分別為坡面以下5cm處自坡腳至坡頂不同位置，同一深度的三處監測點，W3，W4，W5為坡頂處同一位置、不同深度三處監測點，水分測量范圍為0～100%，溫度測量范圍為-40～80℃.填筑完成并埋設好儀器后，將模型按1∶1的坡比進行削坡處理，最終制成85 cm×60 cm×55 cm(長×寬×高)的邊坡模型，模型制作完成后的側視圖如圖1(b)所示.

本文試驗方案如表2所示，在制樣過程中，控制邊坡模型的干密度為1.53 g·cm-3，坡比為1∶1.根據初始含水率的不同，分別制作初始含水率為20%，30%，40%的三種邊坡模型，令其編號為S1，S2，S3.

圖1 邊坡模型圖Fig.1 Slope model diagram

表2 試驗方案

1.2 試驗方法

模型試驗利用自制的多功能模型環境箱完成，模型環境箱采用空氣循環系統以達到制冷制熱效果，溫度控制精度為±0.1℃.為了防止凍融過程中外界水分補給及邊坡自身水分蒸發損失，將多層保鮮膜覆于邊坡表面.將三種不同初始含水率的模型置于環境箱中，對邊坡側壁以及底部進行保溫處理，規避環境箱溫度對邊坡側壁及底部的影響.參考前人相關文獻[15]，采用-10℃、-20℃和30℃三種環境溫度.整個過程共分為首次降溫階段(降溫階段Ⅰ)、二次降溫階段(降溫階段Ⅱ)、升溫階段.首先將溫度以1 ℃/min的降溫速度降至-10℃溫度，待邊坡變形穩定后，以同樣的降溫速度將環境溫度降至-20℃，待土體凍結穩定完成后，以3 ℃/min的升溫速度將環境溫度升至30℃，融化24 h，此為一次凍融完成，記為FT1.邊坡穩定標準采用土工試驗方法中的無荷膨脹試驗標準，即2 h內變形不超過0.01 mm[16].本試驗共進行了5次凍融循環，在試驗過程中，儀器每五分鐘記錄一次數據.

1.3 試驗結果

圖2、圖3分別為凍融循環五次后，不同初始含水率的膨脹土邊坡模型坡面以及側面裂隙變化情況.膨脹土由于其膨脹性，在凍融循環下，開裂現象較為明顯.隨著凍融循環次數的增加，邊坡表面破碎化程度增大.經過五次凍融循環后，三組邊坡的裂縫分布均出現層次網絡結構，由直線向多邊形不斷延伸發展，且發展方向不規則.初始含水率為20%和30%的膨脹土邊坡，坡面裂縫較為明顯，大裂縫寬度均勻，同時周邊分布很多小裂縫，構成網狀結構；初始含水率為40%的邊坡坡面未見寬度較大的裂縫.沿深度方向上，初始含水率為20%的邊坡側面裂隙最大深度達9.2 cm，初始含水率為30%的邊坡側面裂隙最大深度達7.2 cm，而初始含水率為40%的邊坡側面有細微裂隙，未見較寬主裂隙.由此可見，初始含水率越低，坡面裂隙發育越明顯，側面裂隙發展深度越深.

圖2 凍融五次后初始含水率為20%、30%和40%的 土體裂隙變化情況Fig.2 Changes in soil fractures with initial moisture content of 20%, 30% and 40% after five freeze-thaw cycles

圖3 凍融五次后初始含水率為20%、30%和40%的 土體側面裂隙情況Fig.3 Lateral cracking of soil with initial moisture content of 20%, 30% and 40% after five freeze-thaw cycles

坡體溫度、含水率變化規律分別如圖4，圖5所示，各監測點溫度與含水率隨著外界溫度降低而不斷下降，隨著外界溫度的回升而上升.首次凍融過程中，模型S1，S2，S3在坡面下5 cm處W1，W2，W5三個側點的溫度變化范圍分為-19.8～25.6℃，-18.0～24.1℃，-19.4～19.0℃；含水率變化范圍為8.6%～30.2%，16.2%～33.5%，13.1%～45.5%.隨著凍融次數的增加，三種不同初始含水率的邊坡溫度以及含水率隨著外界溫度的變化呈現周期性變化，且變化幅度相近.

圖6是凍融循環下不同初始含水率膨脹土邊坡模型淺層土壓力變化曲線.由于傳感器設備問題，部分數據丟失.在首次凍融過程中，各監測點土壓力值隨著外界溫度降低而不斷增大，隨著外界溫度的回升而減小，模型S2的E3處略有所不同.在降溫階段，模型S1、S2、S3在坡面下10 cm處E1、E2、E3三個側點的土壓力可低至-12.80 kPa、-14.00 kPa、-7.90 kPa；升溫階段，模型S1、S2、S3土壓力值分別升至23.23 kPa、29.90 kPa、23.96 kPa，土壓力隨外界環境溫度的變化呈現周期性變化，不同位置的土壓力的變化幅度不同，不同初始含水率邊坡同一位置的土壓力也呈現不同的變化規律.

不同初始含水率膨脹土邊坡坡面位移變化曲線如圖7所示.在首次凍融過程中，S1，S2，S3位移變化量最大值可達8.73 mm，12.35 mm，18.77 mm，膨脹土邊坡位移隨著溫度的降低而下降，隨著溫度的增大而升高.但在后續的凍融循環過程中，初始含水率為40%的膨脹土邊坡呈現相反的規律.由此可見，初始含水率為20%和30%的膨脹土邊坡內部土體在凍融過程中表現出“凍縮融脹”現象，初始含水率20%時最為明顯；初始含水率為40%的膨脹土邊坡內部土體表現出“凍脹融縮”現象，邊坡整體向臨空面發展變形.

圖4 坡體溫度變化曲線Fig.4 Slope temperature variation curve

圖5 坡體含水率變化曲線Fig.5 Slope water content variation curve

圖6 坡體土壓力變化曲線Fig.6 Slope soil pressure variation curve

圖7 坡面位移變化曲線Fig.7 Slope displacement variation curve

2 凍融循環下膨脹土邊坡響應特征分析

2.1 坡體溫度變化規律

為了進一步研究單周期土體溫度變化趨勢，選取初始含水率為20%的膨脹土邊坡首次凍融時的溫度變化進行分析.坡頂處同一位置、不同深度W3、W4、W5三處監測點溫度變化曲線如圖8所示.W3、W4、W5三處在凍結穩定后的溫度分別為-16.1℃、-19.9℃、-19.8℃，待邊坡融化穩定后的溫度分別為21.7℃、24.0℃、25.6℃，其溫度變化幅度為37.8℃、43.9℃、45.4℃.試驗結果表明：隨著深度的增加，在坡頂同一位置不同深度處的溫度變化幅度呈減小趨勢.主要由于溫度從邊坡表層向下傳導時，會發生能量損耗，從而導致土體內部溫度的波動幅值隨著深度的增加而逐漸減小；并且土體的內部溫度傳遞是一個傳導過程，溫度變化隨著深度的增加也具有一定的滯后性[17].

坡面以下5 cm處同一深度、不同位置W1、W2、W5三處監測點的溫度曲線如圖9所示，當邊坡在-10℃及-20℃環境溫度下變形穩定后，各測點溫度基本趨于一致.

對于初始含水率為30%及40%的膨脹邊坡模型，與以上初始含水率為20%的膨脹土邊坡呈現相同規律.

圖8 坡頂不同深度溫度變化曲線Fig.8 Temperature variation curves at different depths at the top of the slope

圖9 沿坡面同一深度不同位置溫度變化曲線Fig.9 Temperature variation curves at different locations along the same depth of slope

2.2 含水率及水分遷移規律

對于單次凍融，邊坡內部含水率變化過程主要分為三個階段：凍結階段、穩定階段和融化階段.如圖6所示，當土體在-10℃的環境溫度下凍結時，土體含水率曲線急劇下降，后趨于緩慢，當環境溫度降至20℃繼續凍結時，土體含水率繼續下降后趨于平緩，當環境溫度升高時，土體內部含水率分兩次抬高.在凍融過程中，W3、W4、W5三處含水率均呈現出W5>W3>W4現象.由W3、W4、W5三個位置的含水率變化，可知，隨著深度的增加，邊坡土體會出現明顯的水分遷移現象，且相較于邊坡表層土體，坡體內部含水率較低.

以初始含水率為20%的膨脹土邊坡模型在221 h與265 h時的溫度監測數據作為邊坡模型凍結穩定狀態及融化穩定狀態的溫度，通過專業插值軟件利用克里格插值法繪制等溫線圖如圖10所示，可以明顯看出邊坡模型在凍結狀態下以及融化狀態下的內部溫度場分布狀況，越接近坡體表面，等溫線越密集，溫度梯度越大，這一現象與上文溫度變化分析結果一致.

圖10 邊坡內部溫度場分布圖Fig. 10 Temperature field distribution inside the slope

土體溫度變化是凍結融化發展的基本原因，也是水分遷移的主要驅動力[19].溫度的變化會影響土壤顆粒間的相互作用以及孔隙結構，從而引起土壤水力傳導度的動態變化.在凍結階段，土體表面溫度最先下降，并向土體內部逐漸傳遞，造成土體內部溫度逐漸降低，而未凍土中的毛細孔隙水首先在吸力作用下向溫度較低的土體表面遷移，從而導致土體內部含水率不斷下降.當邊坡內部溫度接近凍結溫度時，土體中的含水率以及內部溫度的下降速度放緩，這是由于土體中的水由液態水轉變為固態冰發生相變時，未凍水逐漸減少，并且在此過程中也會釋放一定熱量，從而影響土體內部溫度的變化，對含水量變化也產生一定影響.當邊坡內部溫度降至凍結溫度以下時，土體內部逐漸形成凍結鋒面，土體中的未凍水也不斷向凍結鋒面遷移，導致凍結鋒面以下土體含水率繼續下降.在融化階段，環境溫度回升時，坡體內部溫度也持續回升，土體顆粒間的粘結強度降低，土壤持水能力下降[20]，土體含水率不斷增加.

隨著凍融次數的增加，膨脹土邊坡模型中五個監測點的含水率變化逐漸趨于穩定.主要由于土顆粒的均一化導致土體孔隙越來越小，并且土顆粒和孔隙大小變得越來越穩定，水分遷移量減小，含水量的周期性變化波幅也越小并趨于穩定[21].

2.3 土壓力變化規律

通過圖11可知，在-10℃的環境溫度下降溫凍結時，土體的土壓力先增大后趨于平緩，當環境溫度由-10℃降至-20℃凍結時，土壓力繼續增大后趨于平緩；當環境溫度升至30℃土坡融化時，土壓力急劇下降.E1，E2，E3三處監測點的土壓力均表現出這同一變化趨勢.此外，三處土壓力E1>E3>E2，由此可見，在單次凍融循環中，最大壓應力均出現在邊坡底部，并且在邊坡融化階段，隨著溫度的升高，拉應力區不斷增加；此外，E1處土壓力變化幅度最明顯，降溫時增至23.23 kPa，升溫后降低36.03 kPa，在升溫與降溫過程中，坡底的土壓力變化幅度明顯高于坡中、坡頂變化幅度.

圖11 首次凍融土壓力變化曲線圖Fig.11 First freeze-thaw soil pressure variation plot

凍融循環過程中，膨脹土的土壓力大小與孔隙水壓力密切相關.膨脹土邊坡的孔隙水壓力變化受溫度、凍結速率、凍融循環以及土質的影響.凍結過程中，孔隙水壓力不斷下降，土體吸力不斷增加，水分從未凍區向凍結區遷移，在自重作用下坡底變化更明顯，水分越多，析冰量越多，伴隨冰晶的生長，土顆粒的團聚現象越來越明顯，對土顆粒的擠壓作用越強，土壓力不斷增加.而融化過程中，由于邊坡融化后淺層水分不斷增加，使得孔隙水壓力不斷增大，水膜厚度增大，顆粒有效接觸面積減小，部分土體抗剪強度降低，形成塑性變形區，拉應力不斷增加，土壓力相對減小[1].

隨著凍融循環次數的增加，每次凍融結束后，土壓力變化量逐漸減小(圖7).多次的凍融循環破壞了土壤原有的多孔特征，改變了土壤的內部骨架，較大的削弱了粘聚力與內摩擦角，但隨著凍融循環次數的增加[22]，土骨架與土顆粒間的排列越來越穩定，土壓力值趨于穩定，凍融作用改變了土壤顆粒間的組合和排列，進而改變了土壤的力學性質[23]，與張英[24]等試驗結果一致.

3 初始含水率對膨脹土邊坡穩定性的影響

3.1 初始含水率對坡體溫度傳遞的影響

不同初始含水率的膨脹土邊坡溫度相關變化量均值如表3所示.邊坡初始含水率為20%時，溫度變化幅度最大，降溫幅度與升溫幅度分別高達31.80℃、41.72℃；初始含水率為30%時，次之，分別為30.93℃、37.17℃；初始含水率為40%時，溫度變化幅度最小，為28.87℃、31.43℃，即無論降溫階段還是升溫階段，隨著邊坡初始含水率的增加，溫度變化幅度減小；并且通過對比不同初始含水率膨脹土邊坡模型同一監測位置的溫度變化，可知環境溫度由-20℃升至30℃時，初始含水率為20%的邊坡土體溫度在213.39 h時最先升溫，且溫度回升速率最高，為0.882 ℃/h，由此可見，初始含水率越低的坡體，溫度最先回升，并且回升的速率最快.產生這種現象的原因，主要是由于熱量損耗會隨著土壤含水量的增加而增加，從而導致邊坡初始含水量越低溫度變化幅度變化越大，且變化越快[25].

表3 不同初始含水率的溫度變化量均值Tab.3 Mean values of temperature variation for different initial moisture contents

3.2 初始含水率對水分遷移以及凍深發展過程的影響

從圖4和圖5可知，邊坡坡體溫度與含水率變化趨勢一致，都隨著外界溫度的變化呈現相似的周期性規律變化；對比不同初始含水率的膨脹土邊坡，土體中的含水率與溫度也都呈現相同的變化趨勢.由此可見，受外界環境溫度的影響，土體水分的運動與土體熱量的傳輸變化是一個相互作用的過程.當環境溫度改變時，土體溫度最先發生變化，含水率隨之變化.此外，以首次凍融W2處監測點為例，經過計算，在凍結階段，S1、S2、S3模型W2處含水率下降幅度分別為9.4%、12.2%、31.4%，在融化階段，S1、S2、S3模型W2處含水率上升幅度分別為9.7%、13.3%、28.1%，即對于含水率變化幅度，S3>S2>S1，其他監測點以及后續循環都具備相同規律，即對于單次凍融，無論是凍結階段還是融化階段，邊坡初始含水率越低，含水率的變化幅度越小，主要由于試驗封閉進行，無水分補充，每次凍融循環結束，不同土層含水量均勻，凍融后土體內含水率更接近初始含水率[19].

首次凍融前，每組模型沿深度方向的含水率變化不大，各監測點平均值分別為23.1%，29.0%，46.5%，說明模型制備時，初始含水率控制較好.每次凍融后，三組模型含水率均有不同程度的變化，如圖12所示，首次凍融循環結束后，土體的含水率變化量最大，S1增大3.4%，S2、S3分別減小1.9%、2.0%，經歷兩次凍融循環后，隨著凍融循環次數的增加，含水率變化量逐漸趨于穩定.五次循環結束后，模型S1整體變化量最大，S1各測點平均變化量為7.6%，而S2、S3各測點平均變化量分別為2.6%、1.5%.由此可知，初始含水率越低的膨脹土邊坡，凍融結束后，含水率變化量越大.主要由于初始含水率越小，膨脹土的吸水能力越強，與王理想等[26]試驗現象一致.

隨著凍融循環次數的增加，三組模型含水率整體存在上升趨勢，不利于邊坡的穩定性[27].并且在坡頂沿深度方向上，膨脹土邊坡含水率均呈現出上高下低的分布狀態，與前文所述水分遷移現象相一致.

圖12 每次凍融后含水率變化曲線Fig.12 Change in water content after each freeze-thaw period

試驗土體的凍結溫度為-0.2℃，利用凍結溫度等溫線深度代替凍結鋒面，計算凍結深度[28].多次凍融下，距坡頂15 cm范圍內的凍深發展線如圖13所示.從圖13(a)中可以看出，凍結階段，模型S1在-5～-10 cm間的凍結速率相較于-10～-15 cm的凍結速率更快，模型S2，S3反之.初始含水率對凍深發展起著關鍵性作用，高含水率的膨脹土邊坡能夠獲得較多的孔隙水以供凍結，但低導水率又限制了溫度引起的孔隙水運動[29].初始含水率較高時，坡體內部向坡體表面遷移的水分較多，內部含水率下降，致使邊坡表面水分多于坡體內部水分，凍結時所需的熱量較多，凍結速度放緩；并且土壤水分擴散能力以及導水能力隨土壤溫度的降低不斷降低，但隨著深度的增加，不斷增強，到達一定深度穩定凍結時，才減緩并趨于穩定，從而邊坡表層的凍結速率與凍結鋒面的位置以及向下遷移的速率相關，導致不同初始含水率邊坡，凍結速率呈現不同的變化狀態[20].且隨著深度的增加，邊坡的初始含水率越高，到達凍結穩定所需要的時間越長.當環境溫度升至30℃時,坡體開始進入融化階段，從圖13(b)中可以看出，初始含水量越小，融化速率越快.邊坡平均凍結速率為0.75 cm/h，平均融化速率為1.19 cm/h，融化速率明顯大于凍結速率，主要由于在融化階段，土體表面逐漸向下融化的同時，土體內部也自下而上逐漸融化，致使融化速率大于凍結速率[19].整個凍融過程呈現單向凍結，雙向融化狀態，即凍結階段，由土體表層向深層逐漸凍結；融化階段，坡面表層以及坡體深層土體最先融化，中間土層隨后融化，直至整個凍結區域完全融化貫通，與季節性凍土區的實際凍融情況相一致.

圖13 凍深發展線Fig.13 Frozen depth development line

3.3 初始含水率對膨脹土邊坡壓力變化的影響

不同初始含水率膨脹土邊坡的土壓力呈現出不同變化特征，如圖6所示，S3模型土壓力變化幅度最大，經過計算，首次凍融最大變化幅度為36.08 kPa，而S1、S2分別為31.03 kPa、35.80 kPa，即邊坡初始含水率越高，土壓力變化幅度相對越大，并且從圖中可以看出，隨著凍融循環次數的增加，S1、S3模型土壓力值繼續逐步下降，S2模型土壓力值逐步增加.首次凍融對土壓力的影響最大，土壓力變化量也最大，隨著凍融循環次數的增加，土壓力值變化量逐漸減小，土壓力值逐漸趨于穩定，土體狀態由不穩定狀態向動態穩定狀態發展.

在凍結期間，孔隙中產生的冰晶會破壞土壤顆粒間的內部連接，從而削弱了土體的結構[22]，并且隨著含水量的增加，對土顆粒間的相互作用影響越大[30].經過多次凍融，初始含水率為20%和40%的邊坡土壓力值逐步下降，而30%含水率的邊坡整體有上升趨勢.造成這一現象主要與土體的孔隙體積、水的凍結融化以及膨脹土顆粒的收縮膨脹有關.不同初始含水率的膨脹土凍融體積變化狀態示意圖如圖14所示，土壓力的增大與減小取決于土體單位面積上的應力大小，與土體內孔隙密切相關.在凍結階段，初始含水率為20%的膨脹土邊坡，由于水凍結成冰，體積膨脹，土體內含水量下降，土顆粒失水收縮，總體上孔隙面積減小，土顆粒受到擠壓，土壓力增大[11].但由于含水率較低，融化時，冰融化成水增大的孔隙大于土顆粒吸水膨脹填充的孔隙量.土顆粒間的相互作用減小，整個過程中，土體顆粒分布重排列，土壓力有整體下降的發展趨勢；對于初始含水率為40%的膨脹土邊坡，土體含水率較大，水凍結成冰，冰晶生長較多，對土骨架的影響較大，對土顆粒的擠壓作用越明顯，土顆粒團聚現象越明顯，凍融結束后，土壓力發展趨勢也整體下降；初始含水率為30%的膨脹土邊坡在凍融過程中，由于含水率相對來說較為適中，土壓力變化過程中需要整體考慮的因素較多，主要取決于融化過程土顆粒吸水膨脹量可否填補凍結過程導致水相變體積收縮量，由于凍結時土體的收縮導致孔隙減小以及融化后的土顆粒體積膨脹[11]，使得土顆粒間的作用力明顯增大，導致隨著凍融循環的增加，土壓力整體有上升趨勢，其中，E3監測點處首次凍融與后續凍融中變化規律的差異，或受水分遷移以及土體自重應力影響有關.

3.4 初始含水率對邊坡凍脹率的影響

凍脹率是綜合反映土體凍脹效果和凍脹能力的特性指標，凍脹率計算采用公式(1)，為

Kd=(h/H)×100%

(1)

式中：h為凍脹量;H為凍結深度;Kd為土的凍脹率(%).

結合試驗監測數據，當第一次凍融循環凍深達到5 cm時，邊坡淺層凍脹率如表4所示.

對比同一初始含水率不同位置的凍脹率大小，坡中與坡頂的凍脹率較高，坡腳的凍脹率較小，主要由于坡頂、坡中受環境溫度的影響較大，水分遷移較多.而對于不同初始含水率的膨脹土邊坡，初始含水率30%與40%的凍脹率相對較高，而初始含水率為20%的邊坡凍脹率較低，即初始含水率越高，凍脹率越大.主要由于當土體含水率較高時，析冰量相對較大，土顆粒的位移變化較大[12]；而20%初始含水率含水量相對較少，凍脹率小，導致位移變化量偏小；初始含水率為40%的膨脹土邊坡坡頂及坡中部位相對于30%的邊坡凍脹率略低，或受凍結鋒面向深處不斷遷移以及凍脹力的大小有關，已有研究證明[31]，成冰的多少不僅取決于初始含水率的大小，也受水分運動狀況的影響，當未凍水含水量較高時，土體凍結較慢，凍結鋒面所需水分較多，水分向坡體內部遷移較多，致使坡面的水分喪失較多；其次土體凍脹力隨著含水率的增加而增大，但達到某一極值時，凍脹力區域穩定并有一定的減少趨勢[32]，從而影響凍脹量的大小，水分重分布是造成土體凍脹的根本[33].此外，凍脹量也受凍結速度的影響，初始含水率不同，凍結速率不同，從而導致凍脹量差異.位移的發展趨勢與前文分析的凍深發展速率以及土壓力的變化趨勢相互印證.

含水率是影響膨脹土凍脹量和凍脹力大小的決定性因素.凍結時，水分向凍結鋒面遷移，導致淺層坡面某處含水量增加，在負溫下土體發生凍脹.一般情況下，隨著含水率的增加，凍脹量也增加[13].但水分遷移量是有限的，并非含水量越大凍脹量越大，當土顆粒間的孔隙較小時，不利于水分遷移，對凍脹量也有一定影響[34]，凍融過程中，由于水分相變以及膨脹土吸水膨脹，失水收縮的特性，膨脹土邊坡極易產生不均勻凍脹變形，凍脹作用通過改變土壤顆粒間的締結和排列，從而改變了土壤的力學性質，坡面在不均勻的凍脹變形和凍脹力的作用下，拉應力區域逐漸變大，導致土體位移以及裂縫的產生[35]，進而影響邊坡穩定性.

4 結論

通過建立不同初始含水率的膨脹土邊坡模型試驗，對邊坡土體坡體溫度、含水率、土壓力、位移進行監測，研究凍融循環下，膨脹土邊坡穩定性以及初始含水率對膨脹土邊坡模型的影響.通過對試驗結果進行邊坡穩定性機理分析研究，總結規律變化，得出以下主要結論：

(1)在多次凍融循環過程中，膨脹土邊坡坡體溫度、含水率、土壓力、位移都呈現周期性變化，首次凍融對邊坡土體的影響最大，隨著凍融次數的增加，土骨架與土顆粒間的排列越來越穩定，各指標變化量逐漸減小并趨于穩定，土體狀態由不穩定狀態向動態穩定狀態發展;

(2)對于同一初始含水率的膨脹土邊坡，在凍結過程中，邊坡溫度最先下降，含水率隨之發生變化出現水分遷移或相變現象，繼而導致土體內部土壓力及位移發生相應變化.當環境溫度升高后，變化過程同樣適用.邊坡在整個凍融過程中呈現單向凍結，雙向融化現象，且融化速率大于凍結速率.隨著深度的增加，溫度的變化幅度逐漸減小，此外，坡頂受溫度影響較大；凍結過程中，最大壓應力大多出現在邊坡底部；

(3)對于不同初始含水率的膨脹土邊坡，邊坡的初始含水率越高，到達凍結穩定所需要的時間越長，土顆粒的團聚現象越明顯，土壓力變化幅度越大；在凍融過程中，由于初始含水率的不同，邊坡土體出現“凍脹融縮”或“凍縮融脹”兩種現象，但邊坡整體向臨空面發展；土體的凍脹會導致坡面淺層產生裂隙，并出現位移變化；隨著初始含水率的增大，凍脹率越大，控制初始含水率，能夠有效的控制凍脹量的發展.