冻融循环过程中渠道土质边坡水分场变化特征的试验研究

2020-04-28王克黎

水利科技与经济 2020年4期

王克黎

(新疆额尔齐斯河流域开发工程建设管理局，新疆福海 836400)

冻融循环过程是一种强风化作用，可以对土体的基本结构和物理力学性质产生显著影响[1]。我国北方地区的渠道大多处于季节性冻土区，且以土质边坡为主，在冻融作用的影响下，土壤的冻胀对渠道的建设和运行造成比较严重的破坏[2]。近年来，虽然在土质边坡渠道防冻胀工程技术方面取得了长足的进展，但是由于冻胀破坏机理的复杂性，防冻胀工程技术措施的研究仍任重道远[3]。究其原因，还是基础理论、工程措施以及具体的试验研究方面的不足，并且这些研究主要集中于冻胀过程，而对春季融化过程中上层融化土层与下层的冻土之间存在的比较复杂的热学与力学特征变化关注不足[4]。基于此，本次研究以新疆尔齐斯河流域灌区总干渠为研究对象，结合试验区的实际进行试验设计，对冻融条件下边坡水分场的变化进行试验研究，以获取冻融过程中边坡内水分迁移规律。

1 试验设计

1.1 温控模式

试验用土样取自新疆尔齐斯河流域某灌区，其所处地区为典型的温带大陆性气候，年平均气温为4.5℃，极端最高气温39℃，极端最低气温-42℃。降雨量的年内和年际变化较大，汛期多短时强降雨。冬季土壤最大冻结深度为2.8 m。本次模型试验的环境温度选用的是现场2017-2018年实测数据。根据测定结果，将本次试验过程中的环境温度变化范围设定为-20.0℃～23.3℃。为了模拟实际土层下部的暖土温度，试验中设置底板温度为4℃，试验中的环境温度控制分为4个阶段进行，时间比尺为1∶225，其具体的控制过程见表1。

表1 试验中温度控制模式设置

1.2 模型的制作

按照1∶15的模型比尺进行试验模型的制作。其中，试验箱采用透明度好、强度大的有机玻璃制作，尺寸为0.5 m×1.3 m×0.5 m。为了便于排水，底部打上直径1 cm的小孔，并铺上无纺布[5]。对试验箱的四角进行固定，防止试验过程中产生冻胀破坏。边坡模型采用半断面模式，并按照实测尺寸以1∶15的几何比尺进行缩小，其剖面图见图1。

图1 模型边坡剖面图

1.3 仪器布置

试验过程中的数据测量采用进口自美国的HydraProbeⅡ型传感器。该传感器属于三合一设置，通过探头配置的温度、水分和盐分3个传感器，可以实现上述3个数据的同时测量[6]。传感器的数据线直接和PDA相连，通过传感器的配套软件，可以实时查看和保存测量数据。鉴于冻融层的数据对试验结果影响较大，因此在该部位设置较多的传感器，而在土壤的深层设置比较稀疏。

2 试验过程

2.1 取土和配样

本次试验所用的土样来自于新疆尔齐斯河流域某灌区渠首下游5.5 km的试验段现场，根据该段渠道的建设资料，取土深度为1.5～2.5 m。将取得的土样风干后粉碎成直径2 mm左右的颗粒，测量其初始含水率后备用。为了保证模型边坡和实际边坡的含水率相同，按照研究渠段平均含水率22%进行计算，获得配土需要添加的水量。将需要添加的水加入土样搅拌均匀，放置于密闭的塑料桶中密封放置48 h，待加入的水分布均匀后即可用于边坡模型制作。

2.2 制作边坡

按照边坡的设计高度将有机玻璃容器模型等分为10层，采用分层填充击实法进行边坡制作[7]。在制作过程中，通过对每层的击实次数和层高实现土样的均匀，在击打好上一层土层后，要将表面刮毛，以保证不同土层之间的良好结合。为了保证模型的四周不受室温影响，在制作好的模型四周采用厚度为10 cm的橡塑保温板保温。由于该种保温板为自黏设计，可以实现和有利玻璃的无缝粘结，具有良好的保温效果[8]。

2.3 边坡冻融循环

试验中的冻融循环次数设计为8次，整个试验需历时305 h，其具体的操作步骤如下：首先将制作好的模型放入低温试验箱中制冷降温，当温度降低至2℃后保持48 h，然后开始冻融循环试验；在冻融循环开始前、土壤冻深最大以及冻融循环后测量不同深度的土壤含水率；按照上文提出的温控模式进行试验；在试验中为了获取准确的试验数据，每1 min进行一次数据采集。

3 试验结果与分析

对本次研究中的土壤试样而言，在7次试验之后，试验获取的各个参数值基本趋于稳定。因此，限于文章的篇幅，这里仅对模型的7次冻融循环过程中的水分场的变化进行分析。

3.1 不同深度土壤水分变化特征

利用试验过程中获取的数据，绘制出不同测点的土壤水分随时间变化的过程，见图2。

图2 不同深度土体水分随时间变化曲线

根据图2中的结果，按照温度变化的4个阶段进行土壤水分变化特征分析，具体结果如下：

负温降温阶段为20～370 min，该阶段的土壤温度为0℃～-20℃，土壤水分随温度的降低呈现出迅速减小的趋势。同时，受到土层内温度传递滞后效应的影响，该阶段开始的20～100 min内土壤水分虽然呈减小趋势，但是减小的速率并不大；在100 min以后，土壤水分则呈现出显著的线性下降态势。此外，在0～5 cm的土壤表层，水分由原来的34.5%不断降低至28.8%，而冻土中未冻水的含量则呈现出与负温之间的动态平衡特征。

在370～625 min的负温恒温阶段，试验环境的温度保持-20℃的恒温状态。在该阶段，冻结锋面开始出现迁移，位置在15 cm部位。同时，模型中的水分含量也开始逐渐下降，并且降低速率逐渐增大。此外，该阶段模型边坡0～5 cm的表层水分已经达到最低值，并保持不变，说明水分场已经处于基本稳定状态。

在625～1 350 min的升温阶段，环境温度逐渐从-20℃升高至0℃。在这一阶段，模型边坡的1～15 cm范围内的水分含量不再下降，而逐渐趋于平稳，原因是温度滞后效应基本结束。同时，冻结锋面位置进一步降低，在模型的15～20 cm 部位移动。

在1 400 min之后的稳定段，环境温度逐步升高，试验边坡模型内的土壤含水率呈现出逐渐上升的趋势，在温度达到正温之后，模型边坡的表层开始融化，同时保持在较高含水率的水平。从图2中可以看出，深度10～12 cm的土层水分在540～1 000 min时段内几乎保持不变，之后则发生突变。

3.2 水分迁移分析

为了进一步获取冻融过程中关键节点的土体水分迁移特征，利用试验获取的数据绘制边坡模型最大冻深和完全融化时的土体水分迁移曲线，见图3、图4。

图3 最大冻深时水分迁移特征

图4 完全融化时水分迁移特征

由图3、图4可知，边坡经过多次冻融循环之后，模型土体内的水分或发生比较明显的迁移现象，含水率最大的部位位于深度10 cm的部位。在第1次试验结束后，深度5 cm以上的坡顶表层的含水率明显偏小，而坡脚表层的含水率明显偏大。究其原因，主要是坡顶部位受到空气流动的作用，水分的蒸发量明显偏大。在最大冻深时，坡顶1 cm部位的土体含水率为24%，相比开始时21.7%的含水率有明显增加，1～ 5 cm的含水率呈现出逐渐降低的趋势，在5 cm深度，土体含水率由试验开始时的已经22%降至21.2%，下降了0.8%。在15～20 cm深度部位，模型坡脚的土体含水率明显偏大，坡顶部位明显偏小。这说明模型坡顶部位的水分迁移更为明显。在完全融化阶段，土壤中冰颗粒已经完全融化为水，因此表层的含水率由比较显著的上升。