季節性凍土區粗顆粒土邊坡自然演化特征試驗研究*

趙 文 汪小靜 徐正宣 付文麗 蔣世銀

(西南交通大學地球科學與環境工程學院， 成都 610031， 中國)

0 引 言

21世紀中國西部高山峽谷地區主要工程地質問題之一是凍土的凍融變形、穩定及其處理技術(伍法權， 2001)。正在勘測設計的川藏鐵路主要位于青藏高原，穿越大量的高寒區富水坡麓、河床和溝槽型季節性粗顆粒凍土地區。該地區的粗顆粒土粉黏粒含量相對較高，細顆粒含量對凍脹極為敏感(Chamberlain， 1983； Vinson et al.， 1986， Bilodeau et al.， 2008)，在季節凍融作用下，其物理、水理、力學性質極易發生變化，進而影響邊坡的穩定(朱磊， 2018)。對與擬建川藏鐵路條件類似的G317、G318國道邊坡調查表明，粗顆粒土邊坡在季節凍融作用下會發生緩慢滑移或流動，變形破壞類型主要有表層溜坍、滑塌、沖刷、熱融滑塌等，邊坡穩定性問題十分突出(牛富俊等， 2004； 楊百祥， 2017； 朱磊， 2018)。季節性粗顆粒土邊坡穩定性問題是川藏鐵路建設必然面對的重要工程地質問題，探討粗顆粒土邊坡自然演化規律，特別是反復降雨-日曬-凍融過程對邊坡穩定的影響，對川藏鐵路的科學設計具有重要意義。

國內外學者針對多年凍土工程特性、流變理論、長期強度、凍土破壞動力學等的研究成果極為豐富(Цытович， 1983； Orlando et al.， 2011； 張魯新等， 2011)。對于季節性粗顆粒凍土，工程特性的研究目前較為深入，如凍融作用對土體干容重和含水率的影響(楊成松等， 2004)，非飽和粗顆粒土體凍脹特性(李安原等， 2015； 卜建清等， 2015； 高建強等， 2018)，凍融過程中抗剪強度參數變化規律(王麗黎， 2016)，抗剪強度與含水率的關系(張林林， 2017； 朱磊， 2018)等等。在此基礎上，通過強度折減分析凍土邊坡的穩定性(王立娜， 2008； 鮑挺等， 2013； 劉欣欣， 2013； 崔廣芹等， 2018)。對季節性粗顆粒凍土邊坡，考慮凍融后土體物理力學參數變化對邊坡穩定性的影響較多，對自然環境中降雨-日曬-凍融等反復綜合作用的影響考慮較少。

青藏高原是中國太陽輻射量最多的地區(華維等， 2009)，強降雨集中在6月至8月(王騰等， 2017)，日照、降雨等因素同樣對邊坡的穩定性產生重要影響。本論文針對粗顆粒土邊坡自然演化特性開展試驗研究，分析粗顆粒土邊坡在降雨-日曬-凍融-再降雨等自然條件下的變化特征，揭示粗顆粒土邊坡在自然環境中的演化規律，為季節性粗顆粒凍土地區工程建設提供參考。

1 工點概況

試驗土樣取自邦達地區擬建川藏鐵路某邊坡工點，其經緯度坐標為97.1917°E， 30.4300°N。土體為坡殘積土，取樣點邊坡如圖1所示?，F場用灌水法測得土體天然密度為1.80g·cm-3，天然含水率17.8%。篩分試驗表明土體顆粒粒徑小于0.075mm占14%，粒徑0.075～2mm占20%，粒徑2～20mm占50%，粒徑大于20mm占16%，根據鐵路工程巖土分類標準(TB10077-2019)(中華人民共和國行業標準編寫組，2019)，土體為角礫土。

圖1 取樣點邊坡

該取樣點邊坡高約6m，上陡下緩。上邊坡高約2.5m，坡度60°～75°，局部坡壁存在豎向裂隙，有坍塌痕跡，并有進一步坍塌的趨勢； 下邊坡高約3.5m，坡度35°～45°，坡面雜草叢生，下邊坡較穩定。整體邊坡尚處于變形破壞發展階段。

2 試驗方法

2.1 試驗裝置

為模擬邊坡在年周期內經歷的自然環境作用，如夏季降雨、暴曬，冬季凍結，春季融化等自然過程，分別采用多次降雨-日曬、凍融循環和降雨-日曬-凍融循環組合條件來模擬季節凍土區粗顆粒土邊坡的演化特征及規律。

試驗裝置由試驗模型平臺、降雨裝置、日曬裝置、冷凍裝置、監測裝置組成。試驗模型示意圖如圖2所示，實際試驗裝置如圖3所示。

圖2 試驗模型示意圖

圖3 試驗裝置

降雨裝置布置在邊坡上方0.85m處，采用20cm間隔鋼架固定φ8mm供水管網，管網上安裝可調節水量的霧化噴頭，然后連接閥門、流量表。經測試降雨裝置的降雨強度可達到58mm·d-1，符合暴雨強度要求。

日曬裝置布置在坡頂和坡中以上0.85m處，采用普通小型取暖器。經測試，取暖器開啟后，坡頂和坡面溫度約40～50℃，符合夏季地表溫度狀態。日曬裝置用于降雨后模型烘干及凍結后模型中冰的融化。

冷凍裝置由蒸發器、保溫棉、冷凝器、壓縮機等構成。蒸發器采用外徑8mm，內徑6mm的細銅管繞制而成，銅管間距3cm，銅管的橫向寬度比坡面寬度窄2～4cm。為確保模型土體均勻降溫，將銅管固定于鐵絲網上，鋪在模型表面，并采用保溫棉覆蓋試驗模型，隔絕外部熱量侵入，提高制冷效果(蔣世銀， 2019)。試驗采用的冷凍裝置其表面溫度為-10℃，該裝置可模擬符合實際的由表及里的冷凍過程。

監測裝置包括坡面位移監測、土體溫度監測、坡面含水率監測。邊坡位移測量采用高精度激光測距儀，其測量精度±0.1mm，其固定支架位置如圖2所示。同時在模型框架有機塑料板上刻畫網格，輔助觀測變形。溫度監測采用PT100溫度傳感器，其測值范圍為-50～+250℃，精度為±0.3℃。坡面土體含水率監測采用HSTL-TRSC02型土壤濕度傳感器，其精度為0.2%。

2.2 監測點布置

位移、溫度、含水率監測點布置如圖4所示。位移監測點豎向等間距設置5層，如圖4所示的第1～第5層。每層水平方向在模型中心、左右各25cm設置3個測點，取每層3個測點的平均值代表該層位移。溫度監測點位于坡頂面(A1～A6)、坡頂(B1～B6)、坡中部(C1～C5)、坡腳(D1～D5)。溫度傳感器距離表面垂直深度分別是1cm、2cm、3cm、5cm、8cm、13cm。坡面含水率監測點位于坡頂、坡中、坡腳，與溫度傳感器的B1、C1、D1點位置相同。濕度傳感器探針長5.5cm，因此坡面含水率代表的是坡頂、坡中、坡腳表層5.5cm范圍土體含水率的平均值。

圖4 監測點布設圖

坡體變形和坡面土體含水率在每次降雨-日曬循環或凍融循環后進行測量； 凍融循環過程中，每30min測量一次溫度。

2.3 試驗過程

將現場取回土樣烘干后進行篩分，剔除個別粒徑大于50mm的顆粒，試驗用土根據實測級配和所需含水率配制，最大顆粒粒徑為50mm。

2.3.1 降雨-日曬循環

模型坡高1m，坡度設計為45°和60°兩種坡形。邊坡分10層填筑，按土體密度為1.8×103kg·m-3計算出每層填筑土量，然后分層填筑夯實至每層高度。模型填筑完成靜置24h后削坡至所需坡度。

模型邊坡完成后，記錄邊坡坡面初始狀態，然后進行人工降雨，觀察邊坡變化。根據昌都地區氣象特點， 99%的雷暴降雨持續時間在80min以內(唐佳芳等， 2011)，因此人工降雨時間為80min，降雨停止后測量邊坡變形和含水率。然后再啟用日曬裝置，通過調節取暖器加熱時長，使坡面土體含水率恢復至18%左右，觀察并記錄邊坡的變化。再重復進行降雨-日曬循環試驗，直至邊坡平均坡度變化量小于5°時結束試驗。

2.3.2 凍融循環

相關學者研究認為，初始含水率是影響粗顆粒土凍脹特性的主要因素(Konrad et al.， 2005； 王天亮等， 2013)，因此設計了兩種含水率條件下的邊坡凍融循環試驗。根據降雨-日曬循環后邊坡穩定坡度，按含水率為18%和22%制作邊坡模型，邊坡高1m。填筑方法與降雨-日曬循環試驗的模型填筑方法相同，填筑同時在坡體中埋設溫度傳感器。模型制作完成后，在坡面上安放蒸發器，覆蓋保溫棉。設計邊坡凍結深度取最大粒徑的1.5倍左右，即8cm。試驗中當A5、B5、C5、D5的溫度都為負溫后，再冷凍30min后停止制冷，并進行邊坡變形測試。然后開啟加熱裝置，融化時待坡內溫度全為正溫時停止加熱，測量土體變形及坡面含水率等。模型靜置2h后重復進行凍融循環試驗，直到坡面土體凍脹量較前一次差值小于5%時結束試驗。

2.3.3 再次降雨

22%含水率邊坡凍融循環試驗結束后，再次模擬降雨工況，降雨持續80min，分析邊坡的變形特征。

3 降雨-日曬循環邊坡演化特征

60°邊坡降雨-日曬循環后坡面變形如圖5所示。降雨-日曬過程中，除了土體干濕發生變化，還存在降雨沖刷作用。干濕循環過程中，土體結構變化并不是完全可逆的，土體產生累積收縮/膨脹形變(鞏學鵬等， 2019)。第1次降雨-日曬循環后坡面變化不大； 第2次降雨-日曬循環后，坡頂產生局部坍塌，坡體中上部土體產生溜坍，破壞的土體堆積于坡腳； 第3次降雨-日曬循環后，坡頂局部土體繼續坍塌，坡體中上部土體變化不大； 第4次降雨-日曬循環后，坡頂局部坍塌進一步擴大，坍塌后坡面中上部坡度趨于一致，坡下部坡度較緩。

圖5 60°邊坡降雨-日曬過程中坡面水平位移

60°邊坡降雨-日曬循環后邊坡坡度變化如圖6、圖7所示。本試驗中， 60°角礫土邊坡在降雨-日曬循環過程中，坡度逐漸變緩，坡體逐漸穩定于43°左右，坡腳松散土體堆積坡度約25°。對比實際取樣點邊坡現狀，該邊坡上陡下緩，上部陡坡段(60°～75°)破壞跡象明顯，下部緩坡段較穩定，邊坡尚在變形破壞之中，這與模型試驗的結果是一致的。

圖6 60°邊坡降雨-日曬循環坡度變化

圖7 60°邊坡4次降雨-日曬循環后坡面的變化

60°角礫土邊坡降雨-日曬循環后基本穩定于43°，再次采用相同材料進行45°邊坡降雨-日曬循環試驗，邊坡變形如圖8所示，降雨-日曬循環后邊坡如圖9所示。從圖8可以看出，經過4次降雨-日曬循環， 45°邊坡從坡頂到坡腳變形微小，基本無明顯變化。觀察坡面土顆粒情況，粗顆粒仍留在坡面，表層部分細顆粒隨坡面匯流流失，坡面匯流較清澈，說明45°角礫土邊坡整體穩定性較好，降雨-日曬循環作用下未發生明顯變形破壞。該試驗中的角礫土初始級配、含水率、密度等是特定的，說明土體初始物理力學性質一定時，在降雨-日曬循環作用下，會向某一穩定坡度發展演化。

圖9 45°邊坡4次降雨-日曬循環后坡面的變化

4 凍融循環邊坡演化特征

降雨-日曬循環作用下該角礫土邊坡穩定坡度為43°左右，采用43°角礫土邊坡進行凍融循環試驗，分析穩定邊坡在凍融過程中的變化特征。

邊坡在凍融過程中不同時刻凍結深度如圖10a所示?？梢钥闯?，凍結深度隨凍結時間逐漸增大。坡面在冷凍8h后均降到了負溫，凍結20h后，坡面凍結深度大于8cm。圖10b為5號傳感器溫度隨凍結時間變化曲線， 5號傳感器在凍結12～20h后全部達到負溫，滿足試驗對凍結深度的要求。

圖10 凍結深度及坡體降溫曲線

4.1 凍脹量

試驗中的凍脹量是指凍脹后坡面的變形量，反映坡面的凍脹程度。圖11是w=18%時邊坡凍脹量隨凍脹次數的變化曲線，每一層坡面凍脹量取該層3個測點的平均值。第1次凍脹后，邊坡變形4.8～5.5mm，其后再次凍融循環后，每次凍脹量比前一次有所增加，但增加幅度變緩。第4次凍脹后，凍脹變形逐漸趨于穩定。

圖11 w=18%邊坡凍脹量隨凍融次數的變化

凍結過程中坡面表層土體凍脹，凍融循環使邊坡表層土體結構變松散。融化過程中，冰晶融水以及部分冷凝管融霜水分進入表層松散土體空隙中，含水量增多，凍脹量增大，因此前4次邊坡表層土體凍脹量隨凍融次數的增多而增加。而第4次凍融后，坡面土體的松散程度已無明顯變化，凍脹量趨于穩定。6次凍融過程中，坡頂(第1層)凍脹量最大，為7.8mm，坡面由上至下(第2至第5層)凍脹量逐漸減小，凍脹量分別為7.5mm、7.3mm、7.2mm、6.8mm，平均值7.2mm，約為凍結深度的0.09倍。坡頂因兩個方向同時降溫，凍脹量最大，坡體只受單方向的降溫且冷凝管融霜水分一部分隨坡面流失，滲入土體的水分較少，凍脹量相對較小。

圖12為22%含水率邊坡凍脹量隨凍融次數的變化曲線。6次凍融過程中，同樣是坡頂凍脹量最大，約為9.1mm。坡面由上至下(第2至第5層)凍脹量依次減小。凍脹量分別為8.7mm、8.5mm、8.1mm、7.9mm，平均值8.3mm，約為凍結深度的0.10倍。對比圖11，土體含水率越大，邊坡的凍脹量越大，說明其他條件不變情況下，邊坡土體初始含水率是影響凍脹量的重要因素。

圖12 w=22%邊坡凍脹量隨凍融次數的變化

4.2 坡面土體含水率

圖13、圖14是兩種含水率邊坡坡面土體含水率隨凍融次數的變化曲線。隨著凍融次數的增多，坡面土體含水率都在增加。凍結過程中，冷凝器銅管的溫度急劇降低，空氣中水蒸氣在冷凝器表面結霜，融化時滲入坡體，導致土體含水率增加。楊百祥(2017)、梁樹等(2019)對季節性粗顆粒凍土研究認為邊坡發生破壞的主要原因是積雪消融下滲的反復作用，積雪消融入滲改變了季節性粗顆粒凍土的水分場。實際上青藏高原冬季會普遍降雪，積雪融化后也會增加邊坡土體含水量，冷凝管結霜類似于實際邊坡中的降雪。由于水分在重力作用下向坡腳遷移，所以坡腳含水率相對最大。凍融后含水率增加的另一個因素是土體凍結過程中，坡內的水分會向坡面凍結處遷移。高玉佳等(2010)研究得出地表溫度的降低，引發溫度梯度的增加，從而促進凍土中水分遷移現象的發生。整體上看，反復凍融過程中，邊坡表層土體平均含水率會增加2%～3%，初始含水率越低，增加幅度越多。

圖13 w=18%坡面土體含水率隨凍融次數的變化

圖14 w=22%坡面土體含水率隨凍融次數的變化

4.3 凍融殘余變形量

凍融殘余變形量是凍結融化后的坡面變形量。凍脹作用破壞了土體結構，使土體顆粒發生位移，融化后土體結構不會完全恢復到原狀，產生殘余變形量。

圖15是w=18%邊坡凍融殘余變形量隨凍融次數的變化曲線。經過6次凍融循環，邊坡凍融殘余變形基本穩定，從坡頂(第1層)到坡腳(第5層)凍融殘余變形量分別為4.4mm、4.6mm、4.2mm、4mm、3.6mm，平均殘余變形4.16mm，若按凍結深度計算，約為凍結深度的0.052倍。邊坡凍融后殘余變形量同樣在4次凍融后趨于穩定。

綜上所述，圍手術期急性腎衰傷是圍手術期一種常見并發癥，通過對急性腎衰傷進行早期診斷，急性腎衰傷分級越低患者預后越好。

圖15 w=18%邊坡殘余變形量隨凍融次數的變化

圖16是w=22%邊坡凍融殘余變形量隨凍融次數的變化曲線。6次凍融循環后，邊坡凍融殘余變形量分別為5.4mm、5.5mm、5.1mm、4.6mm、4.3mm，平均殘余變形量為4.98mm，約為凍結深度的0.062倍。

圖16 w=22%邊坡殘余變形量隨凍融次數的變化

不同含水率邊坡殘余變形趨勢相似，但含水率越高，凍融殘余變形量越大。一般坡中上部殘余變形稍大于中下部。

4.4 坡面土顆粒變化特征

觀察坡面土體在凍融循環過程中的變化發現，粗顆粒土邊坡凍結過程中，坡體內的水分遷移到坡面附近結冰，攜帶土顆粒析出并呈珊瑚狀突出于坡面。圖17為邊坡第1次凍脹后的珊瑚狀突出的細顆粒及3次凍融循環后的變化。隨著坡面土體中冰晶的融化，珊瑚狀突出的土顆粒不能完全恢復原狀，導致土體結構松散，密實度降低。這種現象在w=22%的邊坡中很明顯。坡體表面密實度越低則空隙越多，滲透性增強，更有利于融雪入滲，再次凍結后凍脹量隨之增加。

圖17 凍融前后土顆粒的變化

Eigenbord et al.(1996)試驗發現含有細粒的粗顆粒土遷移水量要明顯高于純凈粗顆粒土。Gao et al.(2018)試驗發現蒸汽遷移對粗顆粒土體凍脹特性影響顯著，說明細粒含量對粗顆粒土的凍脹影響很大。青藏高原的粗顆粒土中細顆粒含量相對較高，這對土體的凍脹特性影響較大。土體空隙中的水分在凍脹過程中會推動土顆粒移動，而細顆粒比粗顆粒更易移動，細顆粒多先析出呈珊瑚狀。細顆粒析出后，粗顆粒間的黏結性變差，土體空隙度增加，水分更容易進入。水分的增加更利于凍脹，在下一次凍結時，坡面土體凍脹量將繼續增加。當空隙增大到一定程度后，松散的土粒結構不能維持結構穩定時，空隙不再增大，此后坡面土體凍脹量會趨于穩定。

5 凍融-降雨綜合作用下邊坡演化

表1為w=22%的邊坡凍融循環6次后再降雨80min坡體變形后退量。由于多次凍融導致表層土體結構松散，降雨過程中，坡面表層容易受雨水侵蝕，坡面被沖刷，坡體整體后退，越靠近坡頂，后退效果越明顯，最大后退量為11.57mm，平均后退量10.4mm，后退量約為凍結深度的0.13倍，但邊坡整體坡度無明顯變化。邊坡面在匯流沖刷下細顆粒和少量粗顆粒被帶走，部分粗顆粒仍殘留在坡面上，從圖18a、圖18b中可以觀察這種現象。

表1 再次降雨后坡面后退量

圖18 再次降雨前后坡面狀態

粗顆粒土邊坡漸進式凍融退化現象在川藏交通走廊帶是常見的。 圖19為G318國道新都橋某角礫土邊坡(30.0699°N， 101.5964°E)2010年2月～2019年11月期間的演化過程。圖19a展示了邊坡近10a間坡頂面的后退現象。該邊坡地處匯水負地形，土體含水率高(常飽和)，左右2條小溝的坡頂面后退尤其迅速。從歷年頂面退化線圖19b來看，邊坡后退明顯。該邊坡A-A剖面如圖19c，在近10a間邊坡共后退了約5.52m，平均年后退量約0.566m。該邊坡最大凍深1.0m(朱磊， 2018)，平均年后退量約為最大凍深的0.566倍，邊坡后退量遠高于試驗結果，這與該邊坡含水率高，且年周期內經歷了多次的凍融-降雨-暴曬綜合作用有關。

圖19 某角礫土邊坡演化過程

6 結 論

通過試驗研究了粗顆粒土邊坡在反復降雨-日曬-凍融條件下的演化特征，得到如下結論：

(1)粗顆粒土邊坡如果初始坡度較陡，在反復降雨-日曬循環作用下，會逐漸向某一穩定坡度演化，表現為邊坡中上部土體逐漸破壞并堆積于坡腳，邊坡下部坡度一般小于邊坡中上部。

(2)對于穩定的粗顆粒土邊坡，在反復凍融循環作用下，坡面土體凍脹融沉，產生殘余變形。凍脹量和殘余變形隨初始含水率增大而增大。初始含水率18%和22%的邊坡反復凍融后，凍脹量約為凍結深度的0.09～0.1倍，殘余變形量約為凍結深度的0.052～0.062倍，反復凍融后坡面土體含水率增加2%～3%。

(3)粗顆粒土邊坡反復凍融后，坡面土體結構變松散，空隙增多，密實度降低。松散土體在降雨條件下易流失，坡體向后退化，后退量約為凍結深度的0.13倍。而高含水率邊坡在反復凍融-降雨-暴曬綜合作用下邊坡后退量可更高。

(4)季節性粗顆粒凍土邊坡自然演化特征表現為：自然降雨-日曬作用→邊坡趨于穩定→凍融作用→坡面土體結構變松散→降雨沖刷→坡面后退→更深處土體凍融。該過程隨季節變化反復進行，邊坡逐年退化。