张英莹 张 华 朱潇钰 黄 亮 张 言

(三峡大学 三峡库区地质灾害教育部重点试验室,湖北 宜昌 443002)

膨胀土吸水膨胀、脱湿收缩的特性使土体在干湿循环的作用下反复膨胀和收缩,土体内部出现大量裂隙.裂隙的产生不仅破坏了土壤的整体性,降低了土壤的强度,而且为雨水的渗入和水分的蒸发提供了良好的通道[1],因此,在膨胀土地区,进行边坡稳定性分析时应该考虑膨胀土裂隙的影响,特别是对降雨入渗的影响.国内专家学者在裂隙渗透特性方面做了众多研究,柴军瑞[2]通过相关渗流试验研究得出:渗流的立方定律对于裂隙区域内的水流来说不能完全适用,但对宽度不均匀的裂隙可采用与裂隙流量等量的“等效隙宽法计算”,但由于试验条件的限制使得简单的平面型裂隙的研究成为裂隙渗流研究的主要方式[3-4].姚海林等[5]将土体开裂后形成的宏观上的主裂隙进行单独处理,对膨胀土边坡降雨入渗情况下的稳定性问题进行了初步分析探讨,得出了一些有益的结论.Neuman[6]最早将有限元方法应用到研究饱和-非饱和土渗流问题中,解决了诸多边界条件复杂的渗流问题.袁俊平等[7]采用常规的试验方法定量描述了非饱和膨胀土内部裂隙在降雨过程中随着渗透逐渐愈合的特性.郑少河等[8]数值模拟了渗流场中的积水深度,结果表明:不同深度的积水对渗流场的影响可忽略不计.而以往研究多停留在数值模拟方面,室内试验研究很少,因此,本文研究膨胀土体在干湿循环作用下,土体开裂对降雨入渗的影响,为研究降雨入渗引起的边坡失稳机理,预测和控制滑坡危害提供了理论依据.

1 试验材料与方法

1.1 试验材料

取宜昌市某地现场弱膨胀土,自然风干后,筛除土中的碎石和有机物,用橡胶锤击碎后过2 mm孔径的筛子,然后取一定量过筛的膨胀土在105℃的烘箱中烘干12 h,而后移入干燥缸中冷却.精确称量一定量的膨胀土,一边喷洒蒸馏水一边搅拌,同时将结团的土颗粒捏碎,并及时称重,使土样的含水率达到24%.最后将盛土容器密闭24 h以确保均匀的湿度分布.膨胀土的物理性质指标见表1.

表1 膨胀土的物理性质指标

1.2 试验方案

降雨试验在一个两相对侧面设有细窄插条的透明有机玻璃箱中进行,玻璃箱四周标记有刻度线,分5层将土样填筑入玻璃箱中,每层土用重锤击实,保证厚度相同且均匀.随后抽出插条,用直径6 mm的不锈钢圆筒插入每一层土的两侧面中间,取出10 mm长的圆柱形土心,称重烘干并测其含水率,然后将土心原样放回之前所取土层的位置,装上插条.将4个喷嘴均匀分布在玻璃箱顶部,降雨强度设置为30 mm/h.每隔20 min对每层土体取样测量含水率,测完将所取土样归原位,当玻璃箱底部有径流产生,且底层含水率基本保持不变时,认为土样已经基本饱和,降雨试验结束.降雨试验完成后,将土样转移到65℃的烘箱中脱湿.在脱湿过程中定时称量整个土样的重量,当土样的重量降低到第1次降雨前的重量时,停止脱湿.对土体的表面拍照,并重复上述试验,对土样进行4次脱湿处理,分析研究膨胀土在湿干循环后,裂隙对渗流的影响.

1.3 图像处理

首先对土样的裂隙进行拍照,拍照时应注意图像的清晰度,保证光线充足,避免图像出现灰暗的区域以便于对裂隙率[9-10]的提取.然后采用Matlab软件对原始图像依次进行灰度化与二值化处理.经过二值化处理后的图像只有黑与白两种颜色,黑色表征裂隙的数量、轨迹、长度与宽度,白色则代表无裂隙产生的区域.在像素矩阵中0表示黑色,1表示白色.在完成过滤除噪处理后,最后通过程序统计0、1及土块的数量可以计算出裂隙率.裂隙率的表达式为:

其中,δ表示裂隙率;A表示试样蒸发面的表面积;A i则表示单条裂隙在蒸发面上的表面积;n表示破碎的土块的个数.

2 试验结果与分析

2.1 土体表面裂隙的发展分析

试验之前给每一层土编号,从上往下依次为Ⅴ、Ⅳ、Ⅲ、Ⅱ和Ⅰ,土样共脱湿4次,模拟降雨5次.每次脱湿后,土体的表面都出现了大量的裂隙,由土体裂隙二值图1可知,试样在湿干循环作用下裂隙率逐渐增大.

图1 土体裂隙二值图

依据湿干循环时裂隙率的增长速度绘制了一幅曲线图,如图2所示.

图2 裂隙率与脱湿次数的关系

由图2可知,第1次脱湿时裂隙增长最快,在第3、4次脱湿后裂隙率增长速率变缓.因此,土壤的裂隙累积主要发生在第1次脱湿时.对图2的曲线进行公式拟合,如式(2)所示,相关系数R2=0.999 5.

其中,δ表示裂隙率;N表示土体脱湿次数.

2.2 各土层降雨入渗与裂隙发展对比分析

表2为第1、3、5次降雨时含水率随时间变化的试验数据.根据表2中的数据绘制了降雨条件下含水率与时间的关系图,如图3所示.

由图3(a)可知,降雨试验的前20 min第Ⅴ层土即表层土的含水率快速增加,第Ⅳ层土的含水率略有上升,第Ⅲ、Ⅱ、Ⅰ层的土样含水率基本保持不变,且在降雨20 min后,雨水刚刚渗透到第Ⅳ层土体,70 min后第Ⅴ层土基本达到饱和状态.而第3、5次降雨时,第Ⅴ层土的含水率急剧上升,在60 min时已经接近饱和状态.出现这种现象是由于第1次降雨时,土样密实,空隙率小,没有裂隙且第Ⅴ层含水率较大,雨水的入渗速度较慢,饱和时含水量小.第3次与第5次降雨时,土体经过了湿干循环的过程,土样反复膨胀收缩,土颗粒之间变得非常疏松且土样中出现了大量的裂隙,因而饱和含水率高.

表2 第1、3、5次降雨时各层土壤的含水率变化情况表

从图3(b)和(c)中可知,第3、5次降雨前各层初始含水率由小到大的顺序依次是第Ⅴ层、第Ⅳ层、第Ⅲ层、第Ⅱ层和第Ⅰ层.这是由于在蒸发过程中,底层水分运移受阻,水分蒸发较慢,而表层直接与周围环境接触,在高温下水分蒸发较快.随着湿干循环次数的增加,底层土体含水率的变化速率越来越快.

图3 第1、3、5次降雨过程中各层土壤含水率变化曲线

2.3 干湿循环作用对不同土层入渗与裂隙发育的对比分析

膨胀土体在湿干循环的作用下,因收缩不均产生裂隙,而裂隙在很大程度上影响土体的渗流,为了分析土体裂隙对渗流的影响,以第Ⅰ、Ⅲ、Ⅴ层土体为分析研究对象,3层土的含水率变化曲线如图4所示.

图4 第Ⅰ、Ⅲ、Ⅴ层土壤含水率与时间的关系

由图4(a)第Ⅰ层土的含水率曲线可知,相对第3次、第5次降雨,第1次降雨时土样的初始含水率较小.由于第Ⅰ层土位于玻璃箱底层,土样在降雨饱和后进行脱湿处理时,水分受到上层土体的阻碍,蒸发速率较慢.在第1、3次降雨过程中,第Ⅰ层土壤的含水率在20～40 min时才开始增加.第5次降雨期间土壤的含水率的增长速度最快.这是由于第1次降雨时,土样比较完整密实,没有裂隙,导水率较低,雨水通过上层土所需要的时间较长.第3次降雨前,土样已经经过了两次湿干循环.但脱湿的次数较少,第Ⅲ-Ⅳ层的土体裂隙较少,渗透系数不大,导致雨水在20～40 min渗入到第Ⅰ层土.第5次降雨前,土样已经进行了4次湿干循环,土体各层的裂隙得到极大发展,裂隙延伸,形成了裂隙网.因此在第5次降雨过程中,雨水沿着裂隙网迅速流向土壤的各个部位,导致土壤整体渗透系数增加.随着雨水的入渗,土样的含水率越来越大,膨胀土遇水后开始膨胀,裂隙变窄变小,最后愈合.在土体裂隙愈合过程中,裂隙的渗透系数逐渐变小,雨水越来越难渗入土层,因此曲线末端含水率增加趋于缓慢.

由图4(b)可知,第Ⅲ层土的降雨入渗规律基本与第Ⅰ层土一致,但亦有不同之处:①第Ⅲ层土的饱和时间较短,含水率变化曲线较先进入平缓状态,这是因为第Ⅲ层土位于第Ⅰ层土的上方,雨水穿过第Ⅱ层土体时较为缓慢,产生了时间滞后效应.②第Ⅲ层土体的饱和含水率远小于第Ⅰ层土体,这是因为第Ⅰ层土位于玻璃缸的底部,雨水入渗时会有大部分积水积聚在底部而来不及排出,导致底部的含水率大于上层的含水率.

第Ⅴ层土较前两层土体特殊,它处于土体的表层,不仅与环境接触,还与环境进行水汽交换.由图4(c)可知,第3、5次降雨的前40 min,土层含水率的变化速度要远远大于第1次.这是因为在第3次、第5次降雨前,土体进行了脱湿,表层失去了大量水分,且表面裂隙较多,基质吸力较大,雨水能够瞬间被土体吸收,导致土体水分急剧上升.

由图4可知,同一层土体在不同降雨时的饱和含水率由小至大,顺序为第1次,第3次,第5次降雨.这是因为土体在湿干循环过程中含水率的急剧变化会使土颗粒受到拉、压应力的作用,使土颗粒之间变得松散且孔隙率增加,导致饱和含水率增加.

3 结 论

1)土体表面裂隙在首次脱湿时增量最大,裂隙率随着湿干循环次数的增加先增大后趋于缓慢,最终达到一个稳定值.

2)降雨入渗时,各层土的含水率变化速率由表层到底层依次降低,脱湿后各层的含水率大小恰恰相反.

3)湿干循环次数越多,裂隙率越大,饱和含水率越大;裂隙愈合后,土壤渗透性下降,入渗速度减慢.