不同环境温度和含砂率对黏性土干缩开裂影响试验研究

2023-01-06蔡田露龚绪龙万佳俊

高校地质学报 2022年6期

卢毅，卜凡，蔡田露，龚绪龙，陆华，万佳俊，王梓，顾凯

1.自然资源部地裂缝地质灾害重点实验室（江苏省地质调查研究院），南京 210049；2. 河海大学地球科学与工程学院，南京 211100；3.南京大学地球科学与工程学院，南京 210023

黏性土对于周围环境的变化是十分敏感的。随着近年来全球气温不断升高，极端高温气候频发，世界各地频繁出现地面干缩、开裂等现象，这将对土体本身的强度、稳定性以及渗透性产生极大的影响，同时也将威胁地表植被的生长以及建筑物的正常使用（曹玲等，2016；孔令伟等，2007；张勇等，2020）。在边坡工程方面，吴美苏等（2019）的研究结果表明，土体内部裂隙为雨水下渗提供了优先通道，大幅降低了土体的强度，是边坡发生浅层滑动的主要原因；殷宗泽等（2012）探讨了膨胀土边坡失稳的原因，发现多裂隙性是其易于失稳的关键因素，并从不同角度进行了论证；陈铁林等（2006）研究了裂隙对非饱和土边坡稳定性的影响，结果显示含有裂隙的超固结土边坡，降雨容易沿裂隙入渗至土坡内部，弱化吸力，削减了土体的整体强度，进而诱发滑坡。在环境岩土工程中，裂隙的存在将直接或间接地对土体内部的物理场、化学场以及生物场造成影响，具体表现为加速地下污染物的运移，增加了地下水资源受污染的风险；为地下咸水的运移提供“便捷通道”（陈正汉等，2019；崔玉军等，2006），加剧了土壤的盐渍化；此外也使得农作物根系处的养分难以保留（Novak et al., 2000）。

目前国内外研究人员对于土体开裂影响因素的研究已有较大的进展，如探究厚度变化、干湿循环次数、界面摩擦力、边界及尺寸效应对于土体裂隙形成及发育的影响，对土体开裂机理有更深层次的认知与研究（袁权等，2016；曾浩等，2019；Tang et al., 2010；徐其良等，2018；Morris et al., 1993；刘昌黎等，2018）。上述研究中所采用的试验材料均为无砂颗粒的黏性土，自然界中的土体的粒度成分是十分复杂的，除均质黏土外还包含不同含砂率的砂—黏混合物。王云等（2016）对于不同掺砂量的红黏土的击实与收缩特性进行分析，研究发现掺砂比越高，改良红黏土的最优含水率越小，最大干密度越大。然而，对于掺砂黏土干缩、开裂的研究相对较少，通过掺入不同含量的砂粒，导致土体内部水分的运移以及裂隙的发育、发展形式等有待进一步的探索、研究。

此外，土体开裂是一个由多重因素共同作用下完成的复杂过程。其中环境温度所带来的影响是十分关键的（唐朝生等，2012）。唐朝生等（2007）通过设置不同环境温度条件，探究土壤表面由于水分散失而产生的收缩、开裂现象，结果表明较高的环境温度将在一定程度上提升土体的开裂行为。陈晓静等（2020）认为蒸发环境是决定土体裂隙发育最终呈现形态的主要因素，并且裂隙发展的速率不随时间单调变化,而是与周围环境直接相关。刘观仕等（2020）指出，土体裂隙发育初期的速率以及裂隙回稳速率与环境温度呈正比，且高温条件可使土体表面产生更多难以观察的微裂隙，而低温情况下则有利于土体的收缩应力向更深层处进行传递，导致裂隙数量减少，但宽度及延长深度更大。

针对上述研究现状与亟待解决的问题，本文设置不同环境温度、含砂率条件，展开一系列室内蒸发试验，通过记录试验过程中土体内部水分散失以及表面裂隙发育、发展情况，利用相关图形分析软件，对裂隙率、裂隙网络的几何形态进行定量分析，进而探究不同温度、含砂率对土体干缩、开裂的影响机理。相关试验结果可对实际工程、环境中砂—黏混合物的蒸发以及裂隙的发育、发展等提供一定的参考价值。

1 试验材料及试验方案

1.1 试验材料

本次试验所用黏性土取自南京市某地区下蜀土，室内测得其基本物理性质如表1所示；试验用砂粒取自南京某工地，其颗粒粒径为0.075~0.1 mm、0.1~0.25 mm、0.25~0.5 mm、0.5~1 mm、1~2 mm的颗粒含量分别为2.2%、31.9%、49.1%、16.6%、0.2%。将带回的下蜀土烘干，用碎土机进行研磨后过2 mm的筛备用（粒径分布曲线如图1所示），而砂粒则烘干后过2 mm筛即可。

图1 试验所用黏土的粒径分布曲线Fig. 1 Grain size distribution of the clay soil used in the experiment

表1 试验所用黏土的物理参数Table 1 Physical parameters of the clay soil

1.2 试验方案

经研究表明厚度是影响土体开裂程度的关键因素，在有限的范围内，裂隙发育的密集度与多样性与土体的厚度成反比（骆赵刚等，2020）。因此，为了获得具有较为普遍性的土体裂隙发育特征，本次试验将试样的厚度设置为10 mm。同时，通过改变环境温度以及含砂率，以获得试样的相对蒸发速率、临界开裂含水率以及裂隙率的变化情况。

试验规定试样尺寸为160 mm×160 mm×10 mm，同时设置试样含砂率（Rs）为0、10%、20%、30%、40%、50%、60%和70%。含砂率的计算方法如公式（1）所示。此外，由于砂粒相较于黏性土的吸水率较小，故本次试验在制样时只考虑黏性土的含水率。制样方法如下：首先称取定量的黏土放置于容器中，加入足量的水后进行充分地搅拌，将其制成饱和泥浆；将泥浆放置于振动台上匀速振动5 min以排出多余气泡，而后用试管抽取泥浆表层清液（骆赵刚等，2020），此时计算得到饱和泥浆的含水率（w）约为50%；之后向泥浆中加入相应质量的砂粒，并且再次将试样置于振动台上匀速振动5 min；振动完毕后将砂—黏混合物倒入试验容器中，且混合物厚度控制在10 mm，最后用保鲜膜进行塑封并静置24 h，试样制备完毕。此外，由于不同含砂率试样中黏土含量不同，即试样的初始含水率（wi）不同，因此根据公式（2）对不同含砂率试样的初始含水率进行计算。不同含砂率试样的初始含水率（wi），及其中黏性土质量（mc）与砂性土质量（ms）如表2所示。

表2 不同含砂率试样各项参数统计表Table 2 Various parameters of samples with different sand contents

式中：Rs为含砂率，%；ms为砂性土的质量，g；mc为黏性土的质量，g。

式中：wi为不同含砂率试样的含水率（i=0-70%），g；w为饱和泥浆的含水率，%；mic为不同含砂率试样中黏性土的质量（i=0~70%），g；mis为不同含砂率试样中砂性土的质量（i=0~70%），g。

在试验过程中，控制恒定环境温度分别为35℃、45℃、60℃。同时，定时对试样进行拍照与称量，观察其裂隙发育特征以及含水率的变化情况，且不同温度、含砂率试样均设置2个对照试样。最后利用数字图像处理技术对试样表面的裂隙率（Rc，即试样表面裂隙面积与试样表面积的比值）与裂隙平均宽度（Caw）进行计算，统计结果取各对照试样的均值。

2 试验结果与分析

2.1 不同温度和含砂率对于相对蒸发速率的影响

图2为不同养护温度条件下，不同含砂率试样的平均蒸发速率（试样完全干燥过程中，单位时间内的水分蒸发量，g/h）变化曲线。从图1中可以看出，相同含砂率试样的平均蒸发速率，随着养护温度的提升而逐渐增加，而当养护温度由50℃增加至65℃时，各试样平均蒸发速率的增幅较35℃升至50℃时小。同时，对比三种养护温度条件下，含砂率为0与10%，以及10%~70%试样的平均蒸发速率可以发现，后者随着含砂率的增加均呈现出近似线性减少的趋势，但环境温度越高时，下降趋势越明显；而前者则呈现近似指数型的降低趋势（如图2中虚线部分所示），且该趋势随着养护温度的提升而逐渐增加。

图2 土体平均蒸发速率变化曲线Fig. 2 The average evaporation rates of soil at different temperatures

相关研究表明，决定土体内部水分蒸发的必要条件为土体-空气交互界面上蒸汽压的差值，即土体内部孔隙水液面处蒸汽压大于外界环境中的蒸汽压时，蒸发作用便会进行。一般地，初始状态为饱和的土体，在环境条件稳定的情况下，其蒸发过程主要分为常速率阶段（第Ⅰ阶段）、减速率阶段（第Ⅱ阶段）以及残余阶段（第Ⅲ阶段）（唐朝生等，2011）。其中，第Ⅰ、Ⅱ阶段的水分补给主要来自于土体内部的自由水，帮助水分自下而上运移的通道则成为了影响蒸发过程中土体含水率变化的关键因素。如图2所示为相同养护温度条件下各试样的平均蒸发率曲线（其中k35℃、k50℃、k65℃分别表示不同温度条件下，试样中添加砂粒后平均蒸发速率随含砂率增加而获得的拟合曲线的斜率值）。随着试样中砂粒从无到有，以及含砂率的不断增加，各试样的平均蒸发速率先呈快速降低趋势，后近似呈线性降低趋势。影响原因可由图3解释说明，图3 （a）为纯黏土试样的蒸发过程示意图，由于试验所用黏土在制样前均已被研磨且过2 mm的筛，因此认为纯黏性土试样内部近似呈均匀状态，水分可自下而上通过较短的距离运移至土体表面。图3 （b）为含砂试样内部蒸发过程示意图，砂粒的存在使得试样内部结构产生了变化，改变了部分的水分运移通道，并延长了输送距离，且随着含砂率的增加，土体内部结构越复杂。同时，对图2中含砂粒试样的平均蒸发率曲线进行线性拟合，发现随着环境温度的提升，拟合曲线的斜率相应变大（k35℃=0.00135＜k50℃=0.00408＜k65℃=0.00505），这是因为即便土体内部结构产生了改变，而较高的环境温度使得水分子的动能加剧，同时弱化了颗粒间毛细水弯液面上的表面张力以及削减了土体的保水能力，使得水分蒸发速率一直处于高速状态。

图3 不同含砂率土体内部水分运移过程示意图Fig. 3 Diagram showing water transport processes in soils with different sand contents

2.2 不同温度和含砂率对临界开裂含水率的影响

当试样表面出现第一条裂隙时的含水率被定义为临界开裂含水率，然而由于试验所设置的含砂率梯度较大，因此各试样之间的初始含水率相差较大（见表2）。本文通过计算试样初始含水率与临界开裂含水率的比值，将其定义为临界开裂比（Cr），以探究不同环境温度，含砂率对土体裂隙形成的影响。图4为不同含砂率试样临界开裂比的变化曲线，从图中可知当试样的含砂率为0时，环境温度为35℃、50℃、65℃的试样的临界开裂比分别为1.0499、1.0484、1.0479，然而当纯黏土试样中掺入砂粒后，临界开裂比均呈现大幅度降低的趋势，且随着含砂率的增加，各试样临界开裂比的波动幅度较为稳定，由此说明土样表面开始产生裂隙时的含水率主要取决于其内部是否含有砂粒，即当试样中含有砂粒时能够明显地提升土体开裂时的含水率，而砂粒含量高低的影响程度较小。产生上述现象的原因可由图5进行解释说明。由于含砂的土体在干燥过程中，随着内部水分的散失，将由四周向中心区域产生不同程度的收缩，同时产生不均匀沉降（如图5a与图5b所示）。而砂粒相较于黏土而言被认为不具备收缩性质，因此含砂的土样在收缩、沉降时，加深了局部地区出现应力集中与不均匀收缩的程度，进而导致土体表面提前产生裂隙（如图5c所示）。此外，通过对比图4中相同含砂率试样在不同环境温度条件下进行养护时的临界开裂比可知，临界开裂比与环境温度呈负相关关系。其原因是由于较高的环境温度加剧了土体内部水分子的动能，导致单位运移通道与时间内迅速通过大量的自由水，因此在一定程度上也提升了土体的收缩、变形能力，使得表面裂隙提前产生。

图4 不同含砂率土体临界开裂比变化曲线Fig. 4 Curves of critical cracking ratio of soils with different sand contents

2.3 不同温度和含砂率对于裂隙发育的影响

如前文所述，砂粒不具备收缩性质，因此含砂的土体在干燥过程中出现应力集中或不均匀沉降而产生裂隙时，由于砂粒的存在将导致其收缩范围减小。图6分别为不同环境温度条件下，不同含砂率试样随干燥时间增加，表面裂隙率（Rc）的变化情况。虽然含砂率不同的试样，裂隙率的增长趋势不同，但当裂隙发育稳定时，含砂率越低，试样的裂隙率越大，其中最低与最高含砂率试样的裂隙率分别降低了97.9%（35℃）、97.3%（50℃）、96.2%（60℃），这与前文所述观点一致。同时，当干燥过程进行约40%后，试样裂隙率的增长幅度逐渐减小并趋于稳定，并且土体中的含砂率越低，其裂隙率达到稳定所需的时间越长，这是因为砂粒的存在限制了土体的收缩，导致裂隙发育提前停止。此外，图7统计了不同含砂率试样的裂隙平均宽度，当环境温度相同时，随着含砂率的增加，裂隙的平均宽度逐渐降低，其中最低与最高含砂率试样的裂隙平均宽度分别降低了70.7%（35℃）、78.3%（50℃）、73.9%（60℃），这也进一步印证了上述的观点。

图6 不同环境温度、含砂率土体的裂隙率变化曲线Fig. 6 Curves of crack ratio of soils with different environmental temperatures and sand contents

图7 不同环境温度、含砂率土体的裂隙平均宽度变化曲线Fig. 7 Variations of average crack widths of soils with different environmental temperatures and sand contents

图8给出了相同含砂率的土体在不同环境温度养护下的裂隙率变化及对比情况。从图中可以看出，较高的环境温度，促进了试样表面裂隙的发育，并且试样的稳定裂隙率也与环境温度成正相关（图9），其中35℃下养护的试样的裂隙率较65℃，分别降低了18.7%（Rs=0）、17.9%（Rs=10%）、7.6%（Rs=20%）、33.7%（Rs=30%）、29.8%（Rs=40%）、62.1%（Rs=50%）、42.2%（Rs=60%）、55.6%（Rs=70%）。同时，通过对图7进行纵向分析可知，高温环境加剧了土体内部的水分运移，一定程度上导致运移通道急速扩张，从而提升了土体的收缩变形能力，即裂隙的平均宽度随环境温度的增加而增加。

图8 相同含砂率土体在不同环境温度条件下裂隙率变化曲线Fig. 8 Curves of crack ratios of soils with the same sand content under different environmental temperatures

图9 土体裂隙率随不同环境温度变化的曲线Fig. 9 Variations of soil crack ratios with different environment temperatures

随着干燥过程的持续进行，土体表面的水分逐渐散失，下部自由水供给量减小，此时土体表面张力大于自身的抗拉强度，裂隙便会产生，形态自上而下呈“V”字型发育。基于断裂力学理论的裂纹扩展机理可知，在裂纹发育过程中，其尖端处将出现应力集中以及端部区域的应力无限大现象，使得裂纹尖端出现塑性屈服（冯森等，2020）。理论上，若无边界以及深度限制时，裂隙将向下无限延伸发育。然而当土体内部砂粒与裂隙尖端相接触时，由于受到阻碍导致应力集中消失，裂隙停止纵向发育，并且随着含砂率的增加，裂隙的纵向发育越困难，宏观表现为裂隙的宽度逐渐减小（如图7，图10所示）。此外，砂粒的存在也将影响裂隙的形成及发育走势。通过记录试验过程发现，黏土含量较大的试样，失水收缩时表面产生的沉降较为均匀，产生裂隙的拉力方向主要沿水平方向分布，且相同裂隙的宽度较为均匀；然而当试样中存在砂粒时的裂隙发育形式则有所不同，随着内部水分的流失，土体表面产生明显的不均匀沉降现象，局部地区出现隆起，故导致裂隙产生的拉力除水平方向外还存在部分纵向分量，裂隙的宽度随延伸距离而不断减小。综上所述，砂粒能在一定程度上抑制土体裂隙的形成及发育，而高温环境则将弱化这一抑制作用。